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ESCUELA POLITÉCNICA NACIONAL
FACULTAD DE INGENIERÍA EN GEOLOGÍA Y PETRÓLEOS
ESTUDIO GEOLÓGICO DE LAS FORMACIONES CUATERNARIAS EN LA ZONA SAN ANTONIO DE PICHINCHA - POMASQUI
PROYECTO PREVIO A LA OBTENCIÓN DEL TÍTULO DE INGENIERO GEÓLOGO
DANIEL ALEJANDRO PACHECO LOGROÑO [email protected]
DIRECTOR: DR. SANTIAGO DANIEL ANDRADE VARELA [email protected]
Quito, Julio 2013
DECLARACIÓN
Yo Daniel Alejandro Pacheco Logroño, declaro que el trabajo aquí descrito es de mi
autoría; que no ha sido previamente presentado para ningún grado o calificación
profesional; y, que he consultado las referencias bibliográficas que se incluyen en este
documento.
La Escuela Politécnica Nacional, puede hacer uso de los derechos correspondientes a
este trabajo, según lo establecido por la Ley de Propiedad Intelectual, por su
Reglamento y por la normatividad institucional vigente.
Daniel Alejandro Pacheco Logroño
CERTIFICACIÓN Certifico que el presente trabajo fue desarrollado por Daniel Alejandro Pacheco
Logroño, bajo mi supervisión.
Dr. Santiago Daniel Andrade Varela
DIRECTOR DEL PROYECTO
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CONTENIDO
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CAPÍTULO 3
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ANEXOS
ÍNDICE DE FIGURAS
CAPÍTULO 1
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CAPÍTULO 3
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CAPÍTULO 4
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ÍNDICE DE TABLAS
CAPÍTULO 3
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ÍNDICE DE ANEXOS
ANEXOS
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xi
RESUMEN
El presente estudio caracteriza crono-estratigráficamente a las formaciones
geológicas cuaternarias de San Antonio de Pichincha y Pomasqui.
Descripciones, análisis químicos (29) y dataciones K/Ar (4) han servido para
identificar mejor a las unidades estratigráficas presentes en la zona. Además este
estudio fue complementado con un mapeo geológico, escala 1:10000.
La secuencia estratigráfica en la zona de estudio, en general, está integrada por
depósitos volcánicos y volcano-sedimentarios. En su base se observan brechas
volcánicas muy endurecidas (Fm. Pisque). Una secuencia superior (Mb.
Casitahua) dentro de esta formación ha sido estratigráfica y químicamente
asociada con el Volcán Casitahua. Dos edades radiométricas de 898±15 ka y
833±26 ka, obtenidas para los domos Pacpo y Catequilla, respectivamente, han
servido para ubicar el tope de la Fm. Pisque en el Pleistoceno-Calabriense. El Mb.
Casitahua subyace en concordancia a arcillolitas, limolitas, arenas y piroclastos,
depositados en un ambiente lacustre (Fm. San Miguel). Una gran discordancia
erosiva separa a la Fm. San Miguel de secuencias sobre-yacientes,
principalmente compuestas por piroclastos y volcano sedimentos retrabajados por
agua y viento. Químicamente éstas secuencias han sido asociadas con el
Complejo Volcánico Mojanda Fuya-Fuya, y una capa de tefra en la base de esta
formación, de química similar a la Capa R1, ha sido datada en 474±17 ka. En
contacto, parte concordante y parte discordante, la Fm. Mojanda Fuya-Fuya
subyace a volcano-sedimentos alterados, oxidados y retrabajados (Fm.
Cangahua), los que cubren la mayor parte de la zona de estudio. Sobre-yaciendo
a la Fm. Cangahua, se encuentra el actual relleno de la cuenca, caracterizado por
secuencias de piroclastos y volcano-sedimentos, asociados a los periodos de
actividad del Complejo Volcánico Pululahua (Fm. Pululahua).
Adicionalmente, análisis químicos y una edad de 1152±30 ka han servido para
determinar que partes del basamento de la Depresión Interandina no aflora en la
zona del Río Guayllabamba y que las secuencias volcánicas que se observan en
este lugar probablemente estén relacionadas con la Fm. Pisque.
xii
ABSTRACT
This study characterizes chrono-stratigraphically the San Antonio de Pichincha
Quaternary sequences. Descriptions, chemical analysis (29) and dating K/Ar (4)
have performed to better identify stratigraphic units present in the area. The work
was supplemented with a 1:10,000 scale geological mapping.
The stratigraphic sequence in the study area consists of volcanic and volcano-
sedimentary deposits. At its base, there are volcanic breccias, very hardened
(Pisque Formation). An upper sequence (Casitahua Member), within this formatión,
has been associated with Casitahua Volcano. Two radiometric ages of 898 ± 15
ka and 833 ± 26 ka, were obtained for Pacpo and Catequilla domes, respectively
and were used to locate the top of Pisque Formation within Pleistocene-Calabrian.
San Miguel Formation concordantly overlying to Casitahua Member. San Miguel´s
claystones, siltstones and pyroclastic sands were deposited in a lacustrine
environment. A major erosional unconformity separates San Miguel Formation
from overlying sequences, mainly composed of pyroclastic and volcano sediments
reworked by water and wind. The pyroclastics have been associated with volcanic
complex Mojanda Fuya-Fuya. A tephra layer at the base of this formation has
been dated at 474 ± 17 ka. This tefra layer looks very similar to R1. In irregular
contact Mojanda Fuya-Fuya Formation underlying altered, oxidized and reworked
volcano-sediments (Cangahua Formation), which cover most of the study area.
Overlying the Cangahua Formation, is the current basin filling and it’s
characterized by sequences of pyroclastic and volcaniclastic sediments associated
with active periods of Pululahua Volcanic Complex (Pululahua Formation).
Additionally, chemical analysis and an age of 1152 ± 30 ka have been used to
determine which parts of the basement of the Depression Interandina probably not
outcrop in the Guayllabamba River. Volcanic sequences observed here
(Guayllabamba) are likely to be associated with Pisque Formation.
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2
1 INTRODUCCIÓN Y MARCO GEOLÓGICO REGIONAL
1.1 INTRODUCCIÓN
La tectónica Cuaternaria en los Andes Ecuatorianos es el resultado de un estado
de esfuerzos compresivos de orientación aproximada E – W, que responde a la
subducción de la placa Nazca bajo el bloque Nor-Andino, dando lugar a la
formación de grandes sistemas de fallas inversas y transcurrentes (Soulas et al.,
1991; Ego et al., 1996). Además, asociado al proceso de subducción se ha
desarrollado el Arco Volcánico ecuatoriano, cuyos edificios son la fuente principal
de los materiales que rellenan la Depresión Interandina.
En la Depresión Interandina, también conocida como Valle Interandino, se han
identificado varias estructuras tectónicas en comprensión, muchas de ellas activas
desde el Pleistoceno (Soulas et al., 1991; Lavenu et al., 1996; Ego et al., 1996;
Ego y Sebrier, 1996; Villagómez, 2003; Winkler et al., 2005), siendo de un interés
especial aquellas estructuras ubicadas en Quito y sus alrededores, ya que esta
zona se encuentra densamente poblada y en un contexto de alta actividad
sísmica y volcánica.
En este estudio, se presenta la estratigrafía de la cuenca San Antonio de
Pichincha (ubicada al NNE de Quito), que junto con 4 edades radiométricas y 29
análisis químicos, han permitido caracterizar mejor a las formaciones de la zona y
ubicarlas dentro de un nuevo modelo de evolución.
1.1.1 ANTECENDENTES Y JUSTIFICACIONES
De las varias fuentes sismogénicas capaces de producir daños en Quito y sus
alrededores, el sistema de fallas de Quito, es el que probablemente produzca las
mayores intensidades en caso de ruptura, haciendo de esta estructura la fuente
sismogénica potencialmente más peligrosa para la ciudad (Hibsch et al., 1996b;
Alvarado, 2009; Alvarado, 2012).
El sistema de fallas de Quito tiene una cinemática inversa, debido a esto los
planos de falla no son visibles en superficie y se lo interpreta como un sistema de
fallas ciegas (Soulas et al., 1991, Hibsch et al., 1996a; Ego y Sebrier, 1996;
3
Villagómez, 2003; Alvarado, 2009; Alvarado, 2012). Estas características hacen
que sea difícil definir las propiedades de dicha estructura de una forma directa,
por lo que es necesario estudiarla de una forma indirecta, como a partir de la
evolución sedimentológica y volcánica de las cuencas que se han desarrollado
por acción de este sistema de fallas.
Es así, que la cuenca de San Antonio de Pichincha se ha desarrollado en el
Cuaternario, por la acción conjunta del sistema de fallas de Quito y de varios
edificios volcánicos cuaternarios cercanos, como el Complejo Volcánico Pichincha,
Volcán Casitahua, Complejo Volcánico Pululahua y el Complejo Volcánico
Mojanda Fuya-Fuya (Villagómez, 2003; Winkler et al., 2005).
1.1.2 OBJETIVOS DEL ESTUDIO
1.1.2.1 Objetivo general
Definir, caracterizar y cartografiar las formaciones geológicas cuaternarias de la
zona de San Antonio de Pichincha – Pomasqui.
1.1.2.2 Objetivos específicos
a) Definir unidades estratigráficas principales.
b) Caracterizar el relleno y las estructuras mayores de la Cuenca San
Antonio de Pichincha.
c) Identificar petrográfica y geoquímicamente las secuencias volcánicas.
d) Preparar un mapa geológico de la zona de estudio.
e) Proponer un modelo de evolución geológica de la zona.
1.1.3 ALCANCE
La zona de estudio, se ubica al NNE de Quito, en la Cuenca San Antonio de
Pichincha, entre los puntos UTM (WGS-84/Zona 17S): 783500mE, 10001150mN y
787360mE, 10002865mN al Norte, y los puntos 783500mE, 9992900mN y
785025mE, 9992900mN al Sur (Figura 1:1). La zona abarca las poblaciones de
San Antonio de Pichincha y Pomasqui y cubre una superficie de ~26.5 km2.
(Figura 1:1).
4
Figura 1:1 Ubicación de la zona de estudio.
El trabajo realizado incluye una cartografía geológica a escala 1:10000, así como
la elaboración de cortes geológicos y columnas estratigráficas. También se
describieron, a la escala de los afloramientos, los depósitos volcánicos y las
secuencias estratigráficas; se muestrearon los depósitos y se tomaron medidas
estructurales, cuando las condiciones de campo lo permitieron.
5
1.1.4 METODOLOGÍA
El presente estudio se lo realizó en las siguientes fases:
a. Recopilación de información y datos bibliográficos referentes a la zona de
estudio. Análisis de trabajos precedentes. La información y los datos
fueron seleccionados de publicaciones científicas reconocidas, libros de
texto, tesis de ingeniería, maestría y doctorado, mapas topográficos y
geológicos, imágenes satelitales y fotografías aéreas.
b. Trabajos sistematizados de campo, que consistieron en la identificación y
análisis de secuencias estratigráficas y estructuras mayores, la
descripción de afloramientos, el levantamiento de columnas
estratigráficas y el mapeo geológico a escala 1:10000. Adicionalmente,
se desarrolló y probó una nueva técnica de obtención de medidas
estructurales de planos geológicos inaccesibles, en base a medidas de
puntos con telémetro. Dentro de esta fase, también se recolectaron y
seleccionaron las muestras para láminas delgadas, análisis químicos y
dataciones.
c. Trabajos de laboratorio, donde se cortaron y prepararon 12 muestras
para láminas delgadas, 29 para análisis químico y 5 para dataciones. Se
tabularon los datos estructurales, geológicos y químicos. También se
realizaron descripciones petrográficas detalladas en muestra de mano,
con lupa de 10x y 20x y en lámina delgada, con ayuda de un microscopio
petrográfico de luz polarizada. El análisis y la interpretación de las
principales estructuras geológicas se la realizó en base a un modelo de
elevación digital con resolución de 5m, fotografías aéreas escala 1:30000
e imágenes satelitales. La información obtenida con estas herramientas,
junto con los datos de campo, se las procesó utilizando el sistema de
información geográfico Quantum GIS, de fuente abierta y de libre acceso
en www.qgis.org. En esta fase también se desarrolló un algoritmo, escrito
en lenguaje R, para el cálculo de rumbos y buzamientos a partir de
puntos medidos con telémetro.
d. Análisis y discusión de resultados, donde, en base a la información
obtenida se planteó un modelo de evolución geológica de la zona.
6
1.1.5 ESTUDIOS PREVIOS
Varios trabajos previos y de relevancia geológica se han realizado en la Cuenca
San Antonio de Pichincha. En cuanto a la estratigrafía de la zona, valiosos
aportes han sido hechos por DGGM (1977, 1978, 1982), Cornejo (1980), Ego y
Sebrier (1996), Villagómez et al. (2002), Andrade (2002) y Villagómez (2003). Con
referencia a la tectónica de la zona, esta ha sido principalmente abordada en
trabajos más regionales como Soulas et al. (1991), Lavenu et al. (1996), Alvarado
(2009) y Alvarado (2012).
1.2 MARCO GEOLÓGICO REGIONAL
1.2.1 MARCO GEODINÁMICO
El Ecuador forma parte de los Andes septentrionales, los cuáles se han
desarrollado en un contexto cinemático complejo, que incluye las placas Caribe,
Cocos, Nazca y Sudamérica, junto con los bloques Nor-Andino y Panameño
(Figura 1:2). La interacción de la placa Nazca con el bloque Nor-Andino y con la
placa Sudamericana, a partir del Mioceno, ha dado origen a fenómenos sísmicos
y volcánicos en el Ecuador (Pennington, 1981; Ego et al., 1996; Kellogg y Vega,
1995; Gutscher et al., 1999; Trenkamp et al., 2002).
En efecto, el margen continental activo ecuatoriano está caracterizado por la
subducción (oblicua) de la placa Nazca bajo el bloque Nor-Andino y la placa
Sudamericana, a una velocidad entre 55 – 58 mm/a (Trenkamp et al., 2002;
Nocquet et al., 2009), y con una dirección N83ºE (Kendrick et al., 2003; Nocquet
et al., 2009) (Figura 1:2). Al norte de la zona de fractura de Grijalva, la corteza
oceánica que se subduce es una litósfera relativamente joven (<25 Ma), originada
en la dorsal Cocos – Nazca (Lonsdale, 1978; Lonsdale, 2005). Estudios sísmicos
indican que la zona de Wadati-Benioff producida por dicha corteza subducida
tiene un ángulo entre 25 y 35º al norte de 2ºS (Lonsdale, 1978; Pennington, 1981;
Guillier et al., 2001).
7
Figura 1:2 Carta batimétrica del NW de Sudamérica. Se observan las principales estructuras oceánicas y las irregularidades topográficas [modificado de Gailler (2005), con datos de Gutscher et al. (1999), Nocquet et al. (2009) y Alvarado (2012)].
Como resultado del movimiento de la placa Nazca sobre el punto caliente
Galápagos, se ha formado la Cordillera de Carnegie, una importante estructura
batimétrica (Figura 1:2) que actualmente entra en subducción (junto a la placa
Nazca) entre los 0.5ºN y 2.0ºS (Lonsdale, 1978; Gutscher et al., 1999; Michaud et
al., 2009). Si bien no hay acuerdo sobre el tiempo de su llegada a la fosa [e.g. 2 –
3 Ma según Lonsdale (1978), 8 Ma según Gutscher et al. (1999), 15 Ma según
Spikings et al. (2001)], la subducción de la Cordillera de Carnegie es considerada
como responsable de múltiples fenómenos geológicos (Lonsdale, 1978; Gutscher
et al., 1999; Michaud et al., 2009), entre los que destacan levantamientos
recientes observados en la costa ecuatoriana (Dumont et al., 2005; Pedoja et al.,
8
2006; Witt et al., 2006), y cambios composicionales y distribución de los volcanes
Cuaternarios (Barberi et al., 1988; Hall y Beate, 1991; Bourdon et al., 2003; Hoffer
et al., 2008).
La convergencia entre la placa Nazca y Sudamericana también ocasiona que el
bloque Nor-Andino se acorte y se mueva en dirección N30ºE – N40ºE a una
velocidad entre 6 y 9 mm/a (Nocquet et al., 2009) (Figura 1:2). En el Ecuador este
movimiento está acomodado por un sistema de fallas, principalmente dextrales,
denominado Sistema Mayor Dextral, el cual separa el bloque Nor-Andino de la
placa Sudamericana (Soulas et al., 1991; Segovia y Alvarado, 2009). Alvarado
(2012) presenta datos que muestran que la deformación activa está localizada a
lo largo de un único sistema de fallas mayor, que conecta los segmentos de fallas
activos desde el Golfo de Guayaquil hasta la Cordillera Real (Sistemas de fallas
Puná-Pallatanga y Chingual-Cosanga) y que acomodan el movimiento del Bloque
Norandino con respecto de Sudamérica, siguiendo una tendencia NE a lo largo de
un sistema transpresional con fallas compresivas de rumbo ~N-S.
1.2.2 MARCO GEOLÓGICO REGIONAL
El Ecuador continental está subdividido en cinco regiones principales, cada una
con características morfológicas y geológicas diferentes (Figura 1:3): 1) La Costa
(Co), compuesta por un basamento oceánico, cubierto por depósitos de ante-arco
de edad Paleógeno – Neógeno (Feininger y Bristow, 1980; Jaillard et al., 1995,
Reynaud et al., 1999). 2) La Cordillera Occidental (CW), compuesta de rocas
volcánicas e intrusivas, máficas a intermedias, yuxtapuestas con depósitos
principalmente turbidíticos, del Cretácico Tardío al Oligoceno (Vallejo, 2007;
Vallejo et al., 2009). 3) La Depresión Interandina (ID) se ubicada entre la
Cordillera Occidental y la Cordillera Real y alberga una potente secuencia de
depósitos volcánicos, principalmente Pliocénicos – Pleistocénicos, que cubren
casi por completo al basamento (Winkler et al., 2005). 4) La Cordillera Real (CR),
compuesta de rocas metamórficas del Paleozoico – Mesozoico y separada de la
Depresión Interandina por la falla de Peltetec (Aspden y Litherland, 1992;
Litherland et al., 1994). 5) La Cuenca Oriente (OB), incluyendo la Zona
Subandina (ZS), desarrollada sobre la placa Sudamericana (cratón Guyanés) y
formada como respuesta al crecimiento de la Cordillera Real (Jaillard et al., 1997).
9
En vista de que la zona de estudio se localiza muy cerca del límite entre la
Depresión Interandina y Cordillera Occidental, a continuación se describe con
más detalle estas dos regiones.
1.2.2.1 Cordillera Occidental (CW)
Compuesta de bloques oceánicos alóctonos, los cuáles se acrecionaron contra el
margen occidental de la placa Sudamericana, en el Cretácico Tardío y en el
Eoceno Tardío (Feininger y Bristow, 1980; Égüez, 1986; Jaillar et al., 1995;
Spikings et al., 2005).
La Unidad Pallatanga aflora a lo largo del borde oriental de la Cordillera
Occidental (Figura 1:3), se compone de rocas ultramáficas, basaltos y turbiditas
de grano fino (Hughes y Pilatasig, 2002) y está separada del margen continental
por una zona de sutura deformada (Calacalí – Pujilí – Pallatanga) que es
considerada como la prolongación sur del sistema de Fallas Cauca – Patía de
Colombia (Litherland y Aspden, 1992) (Figura 1:3). La base de la Unidad
Pallatanga (Formación Pallatanga) a sido datada en 84 – 87 Ma, por Vallejo
(2007). Los análisis químicos revelan una composición tipo plateau oceánico
(Hughes y Pilatasig, 2002; Kerr et al., 2002; Mamberti et al., 2003), sugiriendo que
la Formación Pallatanga se formó a partir de una pluma mantélica, probablemente
el antiguo punto caliente Galápados, que también tiene una relación genética con
el plateau oceánico Caribe (Spikings et al., 2001; Kerr et al., 2002; Vallejo et al.,
2009).
La Unidad Macuchi aflora en el borde occidental de la Cordillera Occidental y su
borde oriental coincide con la falla regional, Chimbo – Toachi (Hughes y Pilatasig,
2002) (Figura 1:3). Las rocas volcánicas y volcano-sedimentarias de esta unidad
han sido identificadas como parte de un arco de islas (Égüez, 1986; Hughes y
Pilatasig, 2002; Kerr et al., 2002) subyacidas por rocas tipo MORB (Boland et al.,
2000) o por rocas con afinidad de plateau oceánico (Chiaradia y Fontboté, 2001).
La edad de la Unidad Macuchi no ha sido bien constreñida, pero se la ubica, en
base a edades radiométricas y bioestratigráficas, en un rango entre el Paleoceno
al Eoceno Tardío (Égüez, 1986; Hughes y Pilatasig, 2002, Spikings et al., 2005).
10
La acreción de la Unidad Macuchi se piensa que ocurrió durante el Eoceno Tardío
(Égüez, 1986; Hughes y Pilatasig, 2002; Jaillar et al., 2004) y las evidencias que
lo soportan son: 1) la identificación de un evento tectónico regional durante el
Eoceno (Égüez, 1986; Spikings et al., 2001), 2) cambios mayores en la
sedimentación (e.g. discordancias regionales) entre el Eoceno Medio y Tardío
(Égüez, 1986; Hughes y Pilatasig, 2002) y 3) elevadas tasas de enfriamiento y
exhumación en la Cordillera Occidental entre 43 – 30 Ma (Spikings et al., 2001).
Sin embargo el origen alóctono de la Unidad Macuchi es seriamente cuestionado
por Vallejo (2007) y Vallejo et al. (2009).
1.2.2.2 Depresión Interandina (ID)
En el Ecuador, la Depresión Interandina se extiende desde ~2º30´S hasta la
frontera con Colombia (Winkler et al., 2005) (Figura 1:3), cubre un área
aproximada de 300km de largo por 20 – 30km de ancho (Hall et al., 2008) y está
caracterizada por ser una depresión (hasta 3000m más baja, según Winkler et al.,
2005) entre las Cordilleras Occidental y Real (Figura 1:3).
La ID está limitada hacia el oriente por la Falla de Peltetec, la cual se cree que se
formó en el Jurásico Tardío como resultado de la acreción de los terrenos que
forman la Cordillera Real (Litherland et al., 1994) o alternativamente, en el
Cretácico Tardío por la acreción del Bloque Pallatanga (Spikings et al., 2005,
Jaillard et al., 2009). La zona de sutura Calacalí – Pujilí – Pallatanga define el
límite occidental de la ID (Winkler et al., 2005) (Figura 1:3).
Al Sur de los 2º10´S, paralela con la sutura Calacalí – Pujilí – Pallatanga, la ID
cambia su dirección hacia el W y va desapareciendo (Figura 1:3). La sutura
Calacalí – Pujilí – Pallatanga se curva hacia el golfo de Guayaquil y corta
topográficamente a la Cordillera Occidental (Figura 1:2) (Lavenu et al., 1996;
Winkler et al., 2005). La Cordillera Occidental y Real forman una sola cadena, al
sur de los 2º30´S, sin una depresión central dominante y exenta de actividad
volcánica cuaternaria (Hall et al., 2008).
11
Figura 1:3 Principales regiones geológicas morfo-estructurales del Ecuador (modificado de Vallejo et al., 2009).
No se conoce con precisión el basamento de la ID y una serie de hipótesis han
sido propuestas al respecto: 1) la existencia de un micro continente de rocas
12
metamórficas (Chaucha – Arenillas) subyaciendo a la ID (Aspden y Litherland,
1992), 2) la continuidad de las rocas de la Cordillera Real bajo la ID (Hughes y
Pilatasig, 2002), 3) un basamento tectónicamente complejo, que involucre a rocas
de la Cordillera Real y Occidental en una cuña de acreción producida por el
desmembramiento de una parte de la Cordillera Real en el Jurásico Tardío –
Cretácico Temprano (Égüez y Aspden, 1993; Villagómez, 2003) y 4) el basamento
de la ID corresponde a un plateau oceánico (San Juan) del Cretácico Temprano,
acrecionado en el Campaniano Tardío (McCourt et al., 1998; Jaillard et al., 2009).
Asimismo, varias hipótesis han sido planteadas sobre la formación de la ID, tales
como: 1) que la Depresión Interandina es una cuenca de tipo “piggy back”
formada entre la CW y CR, desde el Mioceno Tardío, con un desarrollo que
constó de cuatro pulsos tectónicos (extensivos y compresivos) originados en
regímenes transtensivos y transpresivos; explicándose estos regímenes como la
consecuencia de movimientos relativos de CW con respecto a CR o viceversa
(Tibaldi y Ferrari, 1992) o 2) la Depresión Interandina se formó como un graben
compresivo (anterior al Plioceno) como producto de un importante levantamiento
de los Andes ecuatorianos en el Mioceno y que a partir del Plioceno se ha
comportado como un “restraining bend” a escala crustal, donde algunos pliegues
de tendencia N – S a NNE se han formado, probablemente, asociados a una
estructura “flat and ramp” en profundidad (Ego y Sebrier, 1996).
La interacción entre los procesos tectónicos y el volcanismo constante de la zona
ha dado lugar a la formación de cuencas sedimentarias dentro de la ID, las cuáles,
han sido rellenadas por secuencias de depósitos volcano-clásticos, volcano-
sedimentarios, fluvio-lacustres y aluviales (Lavenu et al., 1996; Ego y Sebrier,
1996; Villagómez, 2003; Winkler et al., 2005) (Figura 1:4).
Éstas cuencas se han formado entre el Mioceno y el Pleistoceno (Lavenu et al.,
1992; Lavenu et al., 1996; Winkler et al., 2005) (Figura 1:4) y son, de norte a sur:
1) La cuenca del Chota, la cual comprende una secuencia sedimentaria cercana
a los 1400m de espesor y con depósitos entre 5 Ma y 0.5 Ma (Winkler et al., 2005).
2) La cuenca Quito – San Antonio – Guayllabamba, con una secuencia
sedimentaria cercana a los 1000m de espesor y con depósitos que van desde el
Plioceno Tardío al Holoceno (Lavenu et al., 1996; Ego y Sebrier, 1996; Villagómez,
13
2003). 3) La cuenca Ambato – Latacunga, con depósitos que van del Plioceno al
Holoceno (Lavenu et al., 1992) y 4) La cuenca Alausí – Riobamba, con
depósitos que van desde el Mioceno al Pleistoceno (Lavenu et al., 1992; Lavenu
et al., 1996).
Figura 1:4 Columnas estratigráficas de las principales cuencas de la Depresión Interandina (modificado de Winkler et al., 2005)
1.2.2.3 Estratigrafía de la cuenca Quito – San Antonio – Guayllabamba
Se ha sugerido que la secuencia sedimentaria de la cuenca Quito – San Antonio –
Guayllabamba yace sobre rocas del basamento Cretácico, parte del Bloque
Pallatanga (Figura 1:4) (DGGM, 1982; Lavenu et al., 1996; Villagómez, 2003;
Winkler et al., 2005), sin embargo en la literatura se presentan muy pocas
evidencias que apoyen esta idea. No existen edades radiométricas dentro de los
depósitos pleistocénicos o más antiguos en esta zona, por lo que en general,
trabajos anteriores han asignado edades a los estratos en base a correlaciones
con edificios volcánicos cercanos, datados principalmente por Barberi et al. (1988),
a pesar de que estas dataciones contienen muy poca información estratigráfica
asociada. Adicionalmente en la mayoría de los casos, dichos volcanes han sido
poco o nada estudiados (e.g. Volcán Casitahua, Volcán Chilcaloma) y/o
pobremente constreñidos en el tiempo (e.g. Complejo Volcánico Mojanda Fuya-
Fuya; Robin et al., 1997; Robin et al., 2009).
No se puede establecer el periodo en el cual comenzó a formarse esta cuenca,
debido a la falta de edades radiométricas y caracterizaciones (especialmente
14
químicas) de las formaciones a la base. Un resumen de la estratigrafía de la
cuenca se presenta a continuación.
1.2.2.3.1 Formación Pisque
La Formación Pisque se encuentra a la base de la cuenca (DGGM, 1982; Lavenu
et al., 1996; Ego y Sebrier, 1996; Villagómez, 2003; Winkler et al., 2005), está
principalmente formada por lavas y brechas andesíticas (Miembro Basal en
Villagómez, 2003) sobre yacidas por depósitos volcano-clásticos y volcano-
sedimentarios (Miembro Puente Viejo y Miembro Aluvial en Villagómez, 2003). La
relación entre las lavas y brechas con los depósitos volcano-clásticos y volcano-
sedimentarios superiores no es clara, ya que el contacto que las separa es
transicional según Samaniego et al. (1994) y discordante según Villagómez et al.
(2002) y Villagómez (2003). Adicionalmente Lavenu et al. (1996) propone que
estas lavas y brechas pueden ser solo facies más proximales de los volcano-
clastos y volcano-sedimentos y Ego y Sebrier (1996) reportan secuencias de
lavas y brechas intercaladas dentro de los volcano-clastos y volcano-sedimentos.
La falta de edades radiométricas y de caracterizaciones químicas no permiten
discriminar la fuente de estos depósitos, sin embargo una parte de estas lavas y
brechas al parecer fue datada, por el método K/Ar, en 1.20±0.13 Ma y 1.17±0.10
Ma (Barberi et al., 1988 citado por Lavenu et al., 1996), mientras que otra parte ha
sido correlacionada, sin un sustento formal (químico, petrográfico o estratigráfico),
con los volcanes Casitahua, Cubilche y Chilcaloma, los cuáles han sido datados,
por el método K/Ar, en 2.25±0.25 Ma, 2.60±0.06 Ma y 3.46±0.10 Ma (Barberi et al.,
1988), lo que ha llevado a ubicar a la Formación Pisque en el Plioceno –
Pleistoceno (Figura 1:3) (Villagómez, 2003; Winkler et al., 2005).
1.2.2.3.2 Formación San Miguel
La Formación San Miguel está caracterizada como secuencias ricas en material
volcánico, formadas en ambientes deltaicos y lacustres, que progradan al E
(Villagómez, 2003; Winkler et al., 2005). Su parte superior ha sido fuertemente
deformada, durante desplazamientos gravitacionales, syn-sedimentarios,
originados como respuesta a la carga ejercida por flujos laháricos, más jóvenes,
asociados con la Formación Guayllabamba (Figura 1:3) (Samaniego et al., 1994;
Villagómez, 2003).
15
1.2.2.3.3 Formación Guayllabamba
A la sobre-yaciente Formación Guayllabamba se la ha asociado con un periodo
de intensa actividad volcánica y tectónica (Villagómez et al., 2002; Villagómez,
2003; Winkler et al., 2005). Al SE (zona Quito) esta formación está caracterizada
como una secuencia de depósitos volcánicos primarios (e.g. lavas, flujos
piroclásticos, avalanchas), mientras que al N (zona Guayllabamba) principalmente
está compuesta de flujos laháricos, que rellenaron el lago existente (Formación
San Miguel) (Villagómez, 2003; Winkler et al., 2005). Villagómez (2003) reporta
dos domos volcánicos (Domo Catequilla y Domo Pacpo) asociados con la
Formación Guayllabamba, intruyendo a los depósitos lacustres San Miguel, en la
zona San Antonio de Pichincha, pero no presenta evidencias estratigráficas claras
o cronológicas que respalden esta idea.
Principalmente, en base a correlaciones con edades radiométricas, de 1620±16
ka y 980±13 ka, obtenidas por Barberi et al. (1988), para el Complejo Volcánico
Pichincha, se ha asignado un periodo para esta formación entre 1.0 y 1.6 Ma
(Winkler et al., 2005) (Figura 1.4).
Villagómez (2003) correlaciona los depósitos de tipo aluvial dentro de esta
formación, con el crecimiento de la Elevación Calderón – Catequilla, interpretando
el inicio del levantamiento como la activación inicial del segmento norte del
sistema de fallas de Quito. En dicho trabajo se propone que este levantamiento
habría sido ocasionado por un cambio de régimen tectónico (de extensivo a
compresivo) ocurrido cerca de 1 Ma, lo cual separó a la cuenca San Antonio de
Pichincha de la cuenca de Guayllabamba.
Recientemente, Jaya (2009) asoció con el Complejo Volcánico Pichincha unos
depósitos volcánicos ubicados dentro de la zona de Quito, que anteriormente
habían sido interpretados como parte de la Formación Guayllabamba; les atribuye
un rango de edades entre 260 – 170 ka.
Adicionalmente, en el presente estudio se han encontrado evidencias inequívocas
que indican que los Domos Catequilla y Pacpo tampoco pertenecen a la
Formación Guayllabamba como lo había sugerido Villagómez (2003) (ver Capítulo
16
2), por lo que son necesarios trabajos adicionales, que definan y caractericen la
fuente de esta formación y la constriñan mejor en el tiempo.
1.2.2.3.4 Formación Chiche
La sobre-yaciente Formación Chiche fue depositada en un periodo de relativa
calma (Villagómez et al., 2002; Villagómez, 2003; Winkler et al., 2005) y está
caracterizada por depósitos lacustres y fluviátiles de baja energía, acompañados
de depósitos laháricos (Villagómez, 2003; Winkler et al., 2005). Sólo se la observa
en Quito y Guayllabamba. Lavenu et al. (1996) en base a un diente fósil de
Glossotherium, propone una edad cercana a 500ka para el tope de esta formación,
mientras que Hall y Mothes (2008) ubican el tope de la Formación Chiche cercana
a los 300 ka.
1.2.2.3.5 Formación Machángara
En la zona de Quito la Formación Chiche es sobre-yacida por la llamada
Formación Machángara, la cual en su parte basal está compuestas por depósitos
volcano-clásticos y en su parte superior por depósitos epiclásticos (Villagómez,
2003; Winkler et al., 2005).
Jaya (2009) demuestra en su trabajo que los depósitos volcano-clásticos que
anteriormente se denominaron como Formación Machángara, pertenecen en
realidad al edificio Rucu Terminal [activo entre 250 y 150 ka, parte de Complejo
Volcánico Pichincha en Robin et al. (2010)] y que sus depósitos afloran en varios
drenajes de la loma El Batán – La Bota.
1.2.2.3.6 Formación Mojanda
La Formación Mojanda está caracterizada principalmente como una secuencia de
piroclastos retrabajados en ambiente fluvial y eólico (Samaniego et al., 1994;
Villagómez, 2003; Winkler et al., 2005), intercalados con dos potentes depósitos
de caídas plinianas [denominadas por Robin et al. (1997) como R1 y R2], una a la
base y otra en la mitad de la secuencia (Samaniego et al., 1994; Villagómez,
2003). Los piroclastos de esta formación han sido principalmente relacionados
con el Complejo Volcánico Mojanda Fuya-Fuya (Samaniego et al., 1994;
Villagómez, 2003).
17
1.2.2.3.7 Formación Cangahua
La Formación Cangahua se encuentra ampliamente distribuida a lo largo de la ID
y está caracterizada como un depósito limo arenoso de color marrón, formado de
piroclastos, la mayoría retrabajados, junto con suelos volcánicos incipientes. Hall
y Beate (1991) reportan altos contenidos de vidrio y minerales volcánicos y un
elevado contenido de SiO2, por lo que se sugiere que su fuente fueron volcanes
con erupciones dacíticas – riolíticas. Vera y López (1986) han propuesto un
periodo entre 120 ka y 10 ka para la Formación Cangahua, mientras que Hall y
Mothes (2001) presentan edades radiométricas para depósitos piroclásticos,
dentro de la cangahua, en el intervalo entre 260ka - 10ka.
1.2.2.3.8 Depósitos Holocénicos
Sobre-yaciendo a la Formación Cangahua, en la zona de Quito, se presentan los
depósitos La Carolina, caracterizados como secuencias de arenas, limos y arcillas,
intercaladas con piroclastos y depositados en ambientes palustres, lacustres y
fluviales (Alvarado, 1996). Una edad de 6000a AP es presentada por Alvarado
(1996) hacia la base de estos depósitos. En la zona de San Antonio de Pichincha,
Cornejo (1980) reporta también la presencia de depósitos lacustres, compuestos
esencialmente por cenizas intercaladas con lignito, el cual fue datado en 6750a
AP (DGGM, 1982). Samaniego et al. (1994) igualmente reporta dentro de la actual
depresión de Guayllabamba, depósitos lacustres, posiblemente contemporáneos
con los observados en Quito y en San Antonio. Dentro de la cuenca de San
Antonio de Pichincha se puede observar a los depósitos del Complejo Volcánico
Pululahua. La actividad de este complejo volcánico está concentrada entre los
165 ka y 2240a AP (Andrade, 2002), por lo que actualmente se lo considera como
potencialmente activo (Andrade, 2002; Bernard y Andrade, 2011).
1.2.3 ARCO VOLCÁNICO CUATERNARIO Y CENTROS VOLCÁNICOS DE
INTERÉS
1.2.3.1 Arco Volcánico Cuaternario
En el Ecuador, el Arco Volcánico Cuaternario se extiende desde la frontera con
Colombia (V. Cerro Negro) hasta los 2ºS (V. Sangay), ocupando,
longitudinalmente cerca de 350km, con una tendencia NNE – SSW (Figura 1:5).
18
Los volcanes del arco ecuatoriano han sido subdivididos, de acuerdo a su
posición geográfica y características morfológicas y químicas, en cuatro grupos
característicos: volcanes de la Cordillera Occidental, de la Depresión Interandina,
de la Cordillera Real y de la Zona Subandina (Barberi et al., 1988; Hall y Beate,
1991).
Bernard y Andrade (2011) han reconocido e inventariado 83 complejos volcánicos
cuaternarios en el Ecuador continental (Figura 1:5) y los clasifican en base a su
última erupción, reportando volcanes extintos o dormidos (60 volcanes con su
última erupción > 10000a), volcanes potencialmente activos (15 volcanes con su
última erupción < 10000a), volcanes activos (5 volcanes con su última erupción <
500a) y 3 volcanes en erupción (entre 2011 y 2012); sin embargo, varios de los
volcanes clasificados como extintos o dormidos carecen de estudios detallados,
por lo que podrían tener erupciones muy jóvenes que aún no han sido
documentadas adecuadamente [e.g. Volcán Corazón, Robles (2013)].
En base a la zona de estudio se considera a los volcanes de la Cordillera
Occidental y a los volcanes de la Depresión Interandina como la fuente principal
de los productos volcánicos en la cuenca San Antonio, por lo que se los describe
con mayor detalle a continuación.
1.2.3.1.1 Volcanes de la Cordillera Occidental
Representan los volcanes del frente de arco, los cuáles se encuentran construidos
sobre un basamento oceánico del Cretácico Tardío (Hughes y Pilatasig, 2002). Se
los observa sistemáticamente espaciados y siguiendo una tendencia NNE.
Cubren una longitud aproximada de 360km.
Varios de estos edificios se presentan como centros andesíticos ácidos –
dacíticos, en el Pleistoceno – Holoceno, que han seguido a centros de
composición mas básica (andesíticos básicos) y más antiguos (Hall et al., 2008).
La mayoría de los edificios de este grupo, morfológicamente se presentan como
conos compuestos, construidos sucesivamente por migraciones del conducto
(Hall et al., 2008).
19
Hay reportes de actividad histórica en los volcanes Quilotoa, Pululahua, Atacazo –
Ninahuilca, Cuicocha y Pichincha (Hall et al., 2008).
Figura 1:5 Volcanes cuaternarios del Ecuador Continental (Bernard y Andrade, 2011).
20
1.2.3.1.2 Volcanes de la Depresión Interandina
Se localizan irregularmente a lo largo del eje de la Depresión Interandina y en
general están representados por edificios andesíticos antiguos (e.g. Pasochoa,
Rumiñahui, Ilaló) (Hall et al., 2008).
De estos volcanes, sólo el Imbabura ha mostrado evidencias de actividad
Holocénica (Ruiz, 2003; Le Pennec et al., 2011). Pocos depósitos Pleistocénicos
de caídas y avalanchas han sido identificados en el Mojanda Fuya-Fuya y también
en el Imbabura (Hall et al., 2008).
A la mayoría de estos volcanes se los clasifica como extintos o dormidos (Bernard
y Andrade, 2011).
1.2.3.2 Centros Volcánicos de interés
A continuación se presentará una síntesis de la actividad y características
eruptivas de los Volcanes Casitahua, Complejo Volcánico Pichincha, Complejo
Volcánico Mojanda Fuya-Fuya y Complejo Volcánico Pululahua (Figura 1:6).
1.2.3.2.1 Volcán Casitahua (VC)
El Volcán Casitahua (VC) se encuentra en el límite occidental de la cuenca San
Antonio de Pichincha (Figura 1:6), se presenta como un volcán andesítico,
erosionado y completamente cubierto por la Cangahua (Figura 1:10), datado en
2.25±0.25 Ma (Barberi et al., 1988), sin que existan estudios a detalle del tipo de
actividad o de su historia eruptiva.
1.2.3.2.2 Complejo Volcánico Pichincha (PVC)
El Complejo Volcánico Pichincha se ubica al W de la ciudad de Quito (Figura 1:6)
y se lo considera como uno de los centros, que por su cercanía, pudo haber
aportado productos volcánicos a la cuenca de San Antonio.
Las lavas más antiguas de este complejo (El Cinto y La Esperanza) se encuentran
en el sur y en su extremo NW (Jaya, 2009; Robin et al., 2010). Se ha establecido
una edad de 1.1 – 0.9 Ma para las lavas basales de la cuchilla del Cinto (Robin et
al., 2010) y zonas como La Cima de la Libertad, el Panecillo, el Itchimbía y la loma
de Puengasí podrían también contener dentro de su geología lavas con
características y de edad similar a las de la parte basal del PVC (Jaya, 2009).
21
Figura 1:6 Distribución de los principales Centros Volcánicos con influencia en la zona de estudio.
Posteriormente se edificó el Rucu Pichincha (Robin et al., 2010), desarrollándose
entre 850 y 150 ka (Robin et al., 2010) y en tres fases de construcción: 1) Un
estrato-cono inferior (Rucu Pichincha Inferior de ~160km3) desarrollado entre 850
y 600 ka. 2) Luego de un gap de actividad de ~150ka, empieza el desarrollo del
Rucu Pichincha Superior, un cono menos voluminoso (40 – 50 km3), cuya
actividad inició entre 450 – 430 ka y finalizó cercana a los 250 ka. 3) Posterior a
los 250ka se dio paso al crecimiento de un pequeño, pero más explosivo edificio
22
(8 – 10 km3), con el cual termina la historia del Rucu Pichincha cercana a los
150ka (Robin et al., 2010).
El Guagua Pichincha se desarrolló en 60ka y está constituido por tres fases
sucesivas. 1) Guagua Pichincha Principal, con una actividad que va desde los
60ka hasta los 11ka. Está compuesto por un estrato cono basal principalmente
efusivo, separado por un evento explosivo (47ka), de una fase de larga duración
de crecimiento de domos y eventos explosivos relacionados a ellos. 2) Actividad
explosiva sostenida y extrusiones de lavas viscosas forman el edificio Toaza (4 –
5 km3) que presentó un colapso de flanco alrededor de los 4ka. 3) Posteriormente
se produce el crecimiento del domo volcánico Cristal (~1km3), cuya actividad ha
sido registrada históricamente (Robin et al., 2010).
1.2.3.2.3 Complejo Volcánico Mojanda Fuya-Fuya (CVMF)
El Complejo Volcánico Mojanda Fuya-Fuya se encuentra ubicado al NE de la
cuenca San Antonio de Pichincha (Figura 1:6) y consiste de dos centros
volcánicos, el Mojanda y el Fuya-Fuya, los que a pesar de su cercanía (<3km)
presentan una historia, estilo eruptivo y sistemas magmáticos diferentes (Robin et
al., 1997; Robin et al., 2009).
El Edificio Mojanda (~ 600 – 200 ka), en su parte basal, está formado por un
estrato-cono, el cual ha sido construido de andesitas y andesitas ácidas. Este
edificio fue cubierto por un cono andesítico – andesítico básico (Mojanda II), el
cual posteriormente colapsó después de una larga erupción freato-magmática.
(Robin et al., 1997; Robin et al., 2009).
Sobre el flanco occidental del Mojanda I, se construyó el Fuya-Fuya, el cual al
parecer fue contemporáneo con el edificio Mojanda II. La actividad del Fuya-Fuya
(Fuya-Fuya I) inició con extrusiones viscosas de lavas andesíticas ácidas y domos
dacíticos, seguidas de una intensa actividad piroclástica, durante la cual fueron
emitidas dos caídas plinianas de pómez riolítica (R1 y R2) de gran volumen. Una
fase intermedia en la construcción del Fuya-Fuya está representada por un
periodo de actividad más efusiva, que originó un cono andesítico, nombrado San
Bartolomé (Fuya-Fuya II). La construcción de este cono fue interrumpida por un
colapso sectorial en el Pleistoceno Tardío. Finalmente un complejo de lavas
23
silíceas y domos fue emplazado dentro la cicatriz de deslizamiento, formando la
parte superior y más joven del Fuya-Fuya (Robin et al., 1997; Robin et al., 2009).
1.2.3.2.4 Complejo Volcánico Pululahua (CVP)
El Complejo Volcánico Pululahua (CVP) se ubica al NNW de la cuenca San
Antonio de Pichincha (Figuras 1:6, 1:7), este complejo se caracteriza por
presentar una composición mayormente dacítica y se ha desarrollado en tres
periodos, con una historia eruptiva que inicia en el Pleistoceno Superior y que
continúa hasta el Holoceno (Andrade, 2002). El primer periodo en la evolución del
CVP consistió de erupciones efusivas de lavas dacíticas con hornblenda que
formaron el conjunto de domos pre-caldera (Andrade, 2002). Debido al dinamismo
eruptivo en esta etapa, los únicos depósitos que dan cuenta de este tipo de
actividad son brechas de tipo flujo piroclástico de bloques y ceniza (“block and
ash”). El segundo periodo fue la formación del cráter del Pululahua, con no menos
de cuatro erupciones explosivas de gran magnitud, que formaron una depresión
de ~300m de diámetro y de 400m de profundidad promedio (Andrade, 2002). Los
depósitos asociados con esta etapa son potentes flujos piroclásticos y gruesas
caídas de pómez con hornblenda, los cuáles rellenan la cuenca San Antonio
(Papele y Rosi, 1993; Andrade, 2002; Volentik et al., 2010). El último periodo de
actividad del Pululahua está marcado por la extrusión de los domos post-caldera,
probablemente acompañados con eventos explosivos menores y anteriores a
840a AP (Andrade, 2002).
Figura 1:7 Vista al flanco SE del Complejo Volcánico Pululahua (CVP). Se observa la planicie de San Antonio de Pichincha (SAP) con una ligera inclinación al E y parte del Volcán Casitahua.
24
1.2.4 SISTEMA DE FALLAS DE QUITO Y CARACTERÍSTICAS DE LA
CUENCA SAN ANTONIO DE PICHINCHA
1.2.4.1 Sistema de fallas de Quito
El sistema de fallas de Quito se localiza al oriente de la Cordillera Occidental, en
el interior de la Depresión Interandina, extendiéndose entre los 0º y 0.4ºS, en una
dirección aproximada NNE y con una longitud total cercana a los 60km (Figura
1:8) (Alvarado, 2012).
Morfológicamente, la zona de Quito está caracterizada por presentar sucesiones
de lomas que limitan las cuencas alargadas Machángara, El Batán y San Antonio
(Figura 1:6) (Alvarado, 2009; Alvarado, 2012).
Se ha propuesto que este conjunto de lomas corresponden a estructuras
plegadas por un sistema de fallas inversas, las que no afloran en superficie
(Soulas et al., 1991; Lavenu, 1994; Alvarado, 2009; Alvarado, 2012). Los planos
de este sistema de fallas estarían inclinándose entre 30º y 45º al occidente
(Alvarado, 2012). Lavenu (1994) propone que el sistema de fallas de Quito junto
con el de Ambato – Pastocalle, integran una zona de transición, de tendencia
aproximada N – S, entre dos sistema dextrales mayores, de tendencias NE – SW
y NNE – SSW (Pallatanga al sur y Chingual al norte). Adicionalmente Ego y
Sebrier (1996) proponen que este set de lomas estaría asociado con una
estructura de tipo “flat and ramp” en profundidad y cuya rampa final se divide en
tres fallas inversas acomodadas en echelón (Figura 1:8).
En base a la orientación y a las estructuras del set de lomas, Alvarado (2012) las
dividió en seis segmentos principales (Figura 1:8), caracterizados, de sur a norte,
como:
1. San Miguel, pequeña loma redondeada que puede representar el límite sur
del sistema de fallas de Quito (Figura 1:8) (Alvarado, 2009).
2. El Tablón, de forma oval. Está constituida principalmente por sedimentos
volcánicos recubiertos por la Fm. Cangahua. Los depósitos en su zona
interna se observan intensamente fracturados (Figura 1:8) (Alvarado, 2009).
3. Puengasí, corresponde a una elevación alargada, caracterizada por
mostrar numerosos deslizamientos, en especial en su flanco oriental. Los
25
afloramientos dentro de esta loma son escasos y generalmente sólo se
observa cangahua (Figura 1:8) (Alvarado, 2009).
Figura 1:8 Esquema geomorfológico del sistema de fallas de Quito (tomado de Alvarado, 2012).
26
4. Ilumbisí – La Bota, se encuentra cortada por el río Machángara, principal
drenaje de Quito (Alvarado, 2009). La loma de Ilumbisí presenta flancos
aproximadamente simétricos y dentro de las quebradas que cruzan esta
loma se han reportado capas plegadas (Ego et al., 1995; Alvarado, 2009).
La zona de El Batán – La Bota, morfológicamente es distinta, muestra una
pendiente suave y uniforme hacia el W, mientras que hacia el E es irregular
y con quebradas más profundas. En el flanco oriental de esta elevación se
han identificado afloramientos de capas buzando al oriente (Figura 1:8)
(Alvarado, 2012).
5. El Inca – Carcelén (Alvarado, 2012 ).
6. Catequilla – Bellavista (referida en este estudio como Elevación Calderón
– Catequilla), se presenta como una estructura bastante compleja que se
ensancha hacia el S, con una depresión en su lomo. La elevación está
limitada por dos colinas que posiblemente correspondan a pliegues (Figura
1:8). No se observa un límite sur bien definido (Alvarado, 2009).
La acción de este sistema de fallas ha levantado a la ciudad de Quito entre 500 y
700m sobre el resto de la ID y ha separado a las cuencas de Quito (Machángara
– El Batán – San Antonio) de la cuenca de Guayllabamba (Alvarado, 2012).
1.2.4.2 Características, límites e hidrografía de la cuenca San Antonio de Pichincha
1.2.4.2.1 Características y límites de la cuenca San Antonio de Pichincha
La Cuenca de San Antonio de Pichincha es una depresión alargada en sentido
NNE-SSW que se extiende por alrededor de 15km2, ubicada al norte de Quito
(Figuras 1:8 – 1:9).
Las secuencias dentro de esta cuenca son principalmente volcánicas y volcano-
sedimentarias, depositadas entre el Pleistoceno – Holoceno (Ego y Sebrier, 1996;
Villagómez, 2003).
La morfología de la planicie central ha sido formada por potentes depósitos
asociados a los periodos de actividad eruptiva del Complejo Volcánico Pululahua
(CVP), los cuáles han cubierto esta depresión, haciéndola aproximadamente
plana y con una ligera inclinación (~5º) al E (Figura 1:9) (Andrade, 2002).
27
Figura 1:9 Ubicación y límites de la cuenca San Antonio de Pichincha. Modelo de elevación digital de 30m.
28
La cuenca de San Antonio de Pichincha se encuentra limitada por el Volcán
Casitahua (VC) al W (Figuras 1:09 – 1:10), el Complejo Volcánico Pululahua al N
y por la Elevación Calderón – Catequilla (ECC) al E (Figura 1:9). Su límite S no ha
sido bien definido pero se encuentra aproximadamente formado por la parte N de
la colina El Inca – Carcelén (Figura 1:8).
Figura 1:10 Vista del flanco E del Volcán Casitahua.
1.2.4.2.2 Elevación Calderón - Catequilla
La elevación Calderón – Catequilla (ECC) es una de las colinas asociadas con el
sistema de fallas Quito (Figuras 1:8 y 1:9) y forma el borde oriental de la cuenca
San Antonio de Pichincha, separándola de la depresión de Guayllabamba
(Figuras 1:8 y 1:9). Localmente se presenta como un conjunto de tres lomas
(Segmentos Rumicucho, La Providencia y Pacpo-Catequilla), las cuales se
muestran topográficamente alargadas en dirección N – NNE (Figura 1:11).
Morfológicamente la ECC es más amplia hacia el sur (~5km), adelgazándose
hacia el norte, con una ancho no mayor a 1km en su extremo septentrional
(Figura 1:11). En general, los flancos del set de lomas que conforman esta
elevación son asimétricos, con una pendiente mayor hacia el E que hacia el W.
Los Domos Catequilla (DC) y Pacpo (DP), que forman parte de dicha elevación
(Figura 1:11), se ubican a una distancia aproximada de 6.5km, el uno del otro,
29
alineándose en dirección NNE-SSW (~N10ºE) y su ubicación sugiriere un control
estructural para su emplazamiento.
Figura 1:11 Elevación Calderón – Catequilla (abreviaciones: C1=cantera 1, C2=cantera 2, C3=cantera3, C4=cantera 4, A-LDU=afloramiento tras casas del conjunto LDU).
El Segmento Rumicucho (SR) forma parte de la zona Norte de la Elevación
Calderón - Catequilla (Figura 1:11), topográficamente se presenta alargado en
30
dirección NNE y se extiende por alrededor de 2km en el margen izquierdo del Río
Monjas (Figura 1:11).
El Segmento La Providencia (SLP) se extiende hacia el Norte del Domo Catequilla
(Figura 1:11), se presenta alargado en dirección N15ºE y con una longitud
aproximada de 1.5km.
El Segmento Pacpo–Catequilla (SP-C) va desde el Domo Pacpo hasta el Domo
Catequilla, abarcando una extensión aproximada de 6.5km (Figuras 1:11 y 1:12).
Morfológicamente se observan dos zonas, una Norte (SP-C N) que se alargada
en dirección N y una Sur (SP-C S), cuyo flanco W presenta una dirección NNE.
Separando a los segmentos SPC-N del SPC-S se observa una lineación (F. Pm)
de dirección N68º, la cual posiblemente represente una falla (e.g. Calahorrano,
2001, Villagómez, 2003) de movimiento aún indeterminado (Figuras 1:11 y 1:12).
Figura 1:12 Flanco W del Segmento Pacpo - Catequilla (abreviaciones: SP-C N = Segmento Pacpo - Catequilla Norte, SP-C S = Segmento Pacpo - Catequilla Sur, F. Pm = Falla Pomasqui)
1.2.4.2.3 Hidrografía de la cuenca San Antonio de Pichincha
La red hidrográfica de esta zona está compuesta por pequeñas quebradas, en su
mayoría secas casi todo el año, que corren en dirección W-E, alimentando al Río
Monjas (principal drenaje de la zona), el que circula longitudinalmente por toda la
cuenca, extendiéndose por cerca de 14.2km hasta desembocar en el Río
Guayllabamba, al NNE.
Dentro de la zona de estudio, el Río Monjas (RM) presenta una extensión de
~9200m (Figura 1:13), su cauce es mas ancho y su altura es mayor hacia el Sur
(Y0, 2438msnm), encañonándose hacia el Norte (Y3, 1798msnm), mostrando, una
disminución en la altura de su lecho de 640m en un tramo de 9200m (pendiente
promedio ~4º) (Figura 1:13).
31
Figura 1:13 Perfil longitudinal del Río Monjas (detalles en el texto).
En su perfil longitudinal, al Río Monjas se lo observa segmentado, compuesto de
tres tramos formados por notables cambios en su pendiente (Figura 1:13). El
primer segmento se ubica entre los puntos Y0 (UTM 783518mE, 9993656mN) y Y1
(UTM 784931mE, 9998915mN), tramo en el cual el río recorre una distancia de
5259m con una pendiente aproximada de 1º [100m de diferencia entre las alturas
de los puntos Y0 (2438msnm) y Y1 (2338msnm)]. El segundo segmento se ubica
entre el punto Y1 y el punto Y2 (UTM 786572mE, 10001920mN), tramo en el cual
el río recorre una distancia de 3005m con una pendiente aproximada de 4º [197m
de diferencia entre las alturas de los puntos Y1 (2337msnm) y Y2 (2142msnm)]. El
último segmento (el de mayor incisión) va desde el punto Y2 hasta el punto Y3
(UTM 787343mE, 10002858mN), tramo en el cual el río recorre una distancia de
938m con una pendiente aproximada de 20º [342m de diferencia entre las alturas
de los puntos Y2 (2140msnm) y Y3 (1798msnm)] (Figura 1:13).
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33
2 ESTRUCTURAS Y ESTRATIGRAFÍA DE LA ZONA DE
ESTUDIO
2.1 ESTRATIGRAFÍA DE LA CUENCA DE SAN ANTONIO DE
PICHINCHA – POMASQUI
Las unidades estratigráficas, en este trabajo, se definieron en base al estudio
bibliográfico y a los datos obtenidos en el trabajo de campo, tomando en cuenta
códigos internacionales de estratigrafía descritos por Boggs (2006). Los depósitos
volcánicos y volcano-sedimentarios presentes en la zona fueron agrupados en
formaciones. Se definió, en este estudio, como formación a la unidad lito-
estratigráfica principal, identificable por sus características litológicas, por su
posición estratigráfica y por sus propiedades físicas; apreciables en muestra de
mano o en afloramiento (e.g. tipo de roca, composición mineral, color, tamaño de
grano, etc). Se la considera, prevalentemente, pero no necesariamente, tabular,
mapeable en superficie y lo suficientemente extensa para ser mapeada a la
escala comúnmente usada en la región donde ocurre (Boggs, 2006).
Para designar a las formaciones en la zona de estudio, se tomó de base, la
nomenclatura usada en el estudio más regional de Villagómez (2003), pero a la
luz de los nuevos datos cronológicos, químicos y observaciones de campo,
implementados en este estudio, se añadieron y redefinieron algunas formaciones
y miembros (Figura 2:1).
En los siguientes párrafos, cada formación será caracterizada individualmente,
presentándose en primer lugar los estudios previos más relevantes donde se la
haya citado, así como los lugares donde haya sido reportada. Luego, de una
forma general se abordará la litología y las sub divisiones, para posteriormente
describir la litología de manera detallada, presentar su posición estratigráfica, así
como sus relaciones espaciales con las unidades sobre y sub yacientes. Para
terminar, se expondrá el mejor criterio con el cual dicha formación puede ser
reconocida en el campo.
34
Figura 2:1 Resumen de la estratigrafía propuesta para la Cuenca San Antonio de Pichincha [datos compilados de Villagómez (2003) y del presente estudio].
Acompañando ha cada descripción se anexará una figura que ilustre mejor los
detalles de cada formación o complemente la explicación. Las fotos presentadas
en este capítulo fueron tomadas a lo largo de la zona de estudio y en sus
alrededores, indicando, en la Figura 2:2, el código de cada figura, la ubicación del
35
lugar en el cual se la tomó y la dirección de toma.
Figura 2:2 Ubicación y dirección de toma de los lugares fotografiados en el presente estudio.
36
Durante el trabajo de campo se hicieron varias medidas de planos estructurales
(planos de falla y de estratificación) con ayuda de una brújula de mano (Brunton
Geo Pocket Transit) y se obtuvieron además medidas de planos estructurales
inaccesibles, con ayuda de puntos medidos mediante un telémetro TruPulse
360B. El cálculo del rumbo y buzamiento de los planos obtenidos mediante el
telémetro se lo hizo con un algoritmo escrito en lenguaje R, preparado durante el
presente trabajo (Anexo 1).
Cada plano medido ha sido caracterizado por su rumbo (entre 0º y 360º), seguido
de la magnitud del buzamiento (en grados) junto con letras (N, S, E, W) que
especifican la dirección del cuadrante hacia donde el plano se encuentra
buzando. Cabe decir que el rumbo se encuentra dado en función de la dirección
de buzamiento del plano. Para planos que bucen al occidente el rumbo estará
entre 90º y 270º y para planos que bucen al este el rumbo estará entre 270º y 90º.
En este trabajo, gracias al apoyo del proyecto IG – METRO-Quito, así como del
convenio de cooperación con el IRD (Francia), realizaron cuatro dataciones K/Ar
(Capítulo 3), siendo éstas las primeras edades radiométricas reportadas en esta
cuenca para formaciones del Pleistoceno y que, junto con las edades presentes
en la literatura, permitieron tener un nuevo control cronológico en las unidades
aquí descritas.
Tomando en cuenta estos criterios, a continuación se presenta la estratigrafía
detallada de la zona de estudio.
2.1.1 FORMACIÓN PISQUE (FPQ)
La Formación Pisque, caracterizada en la Cuenca de Guayllabamba, fue definida,
en su parte basal (Miembros Basales), como una secuencia de lavas, escorias y
brechas basálticas, las cuales están sobre-yacidas (Miembros Superiores) por
depósitos volcanoclásticos y volcano-sedimentarios (Samaniego, et al., 1994;
Lavenu et al., 1996; Ego y Sebrier, 1996; Villagómez, 2003). Este paso de los
depósitos volcánicos basales hacia los volcanoclastos y volcano-sedimentos
superiores, que según Samaniego, et al. (1994) es transicional, mientras que
Villagómez (2003) lo describe como discordante, evidencia un cambio en el
ambiente de depositación de la formación.
37
Eventuales correspondencias de los Miembros basales con el volcanismo de
edificios cercanos como Chilcaloma 3.46±0.1 Ma, Cubilche 2.60±0.06 Ma,
Casitahua 2.25±0.25 Ma (Barberi et al., 1988; Lavenu et al., 1992), han servido
para proponer la edad de la base de la FPQ en el Plio-Pleistoceno (Lavenu et al.,
1996; Ego y Sebrier, 1996; Villagómez, 2003). Sin embargo en la literatura nunca
se reportan datos estratigráficos, petrológicos o cronológicos que soporten
formalmente estas correlaciones.
Datos estratigráficos recolectados del trabajo de campo y de la bibliografía
disponible para la zona, así como las edades radiométricas y análisis químicos
han permitido sub-dividir a la FPQ en dos Miembros.
2.1.1.1 Miembros Inferiores (MIn)
Dentro de los Miembros Inferiores se agrupan a las secuencias que en trabajos
anteriores han sido identificadas como rocas del basamento de la Depresión
Interandina (ID) (Cornejo, 1980; DGGM, 1982; Lavenu et al., 1996; Villagómez,
2003), así como las secuencias volcánicas de los Miembros Basales y volcano-
sedimentos del Miembro Puente Viejo; definidos en Villagómez (2003).
Las secuencias de rocas, anteriormente identificadas como parte del basamento
de la ID, han sido reportadas aflorar en el cañón del Río Guayllabamba, donde se
menciona a los Miembros Superiores de la FPQ sobre-yaciendo en discordancia
erosiva (Ego y Sebrier, 1996) a una secuencia volcánica con intercalaciones
lacustrinas en su tope (Cornejo 1980; Lavenu et al., 1996; Ego y Sebrier, 1996;
Villagómez, 2003). Esta secuencia volcánica ha sido asociada con rocas del
Cretácico Tardío - Eoceno. En efecto, se describen a los depósitos de esta
secuencia como cuerpos de “gabros”, “gabros porfiríticos” y “micro-gabros”
altamente diaclasados y con meteorización esferoidal (Cornejo, 1980; Villagómez
2003), subyaciendo a cuerpos de basaltos y micro-basaltos, afaníticos,
diaclasados, en algunos lugares columnares, intercalados en su tope con
areniscas feldespáticas, wackes y lutitas (Cornejo, 1980; Ego y Sebrier, 1996;
Villagómez, 2003). No se menciona en dicha literatura relaciones estratigráficas
claras entre los componentes de esta secuencia volcánica; mientras que por un
lado se los separa en unidades [“gabros” asociados con la Fm. Macuchi, sobre-
yacidos por basaltos posiblemente relacionados a un volcanismo del Pleistoceno
38
(Cornejo, 1980)], por otro, se los considera como una sola secuencia (Lavenu et
al., 1996; Villagómez, 2003) emparentada con el basamento de la ID.
A pesar de que la zona del Río Guayllabamba está fuera del área que abarca el
presente estudio (Figura 1:9), la falta de datos de esta secuencia de “gabros” y
“basaltos” e interrogantes de su relación estratigráfica con la FPQ y con el
basamento de la ID, hicieron que se decida caracterizarlos.
En su afloramiento típico (UTM 788555mE, 10000565mN) se aprecian paredes
sub-verticales, de rocas masivas, color café verdoso, donde las diaclasas son
evidentes, así como la presencia de oxidaciones. En muestra de mano las rocas
tienen un color verde oscuro, textura porfirítica, de grano medio – grueso, con
cristales de plagioclasas entre 2-3mm (Capítulo 3) (Figura 3:2). El análisis químico
permite caracterizarla como una andesita básica (GAB-A-01, Anexo 3) de afinidad
calco-alcalina, con una edad K/Ar de 1152±30 ka (Capítulo 3).
En el afloramiento no se observa el contacto de este cuerpo de andesitas básicas
porfiríticas de grano medio-grueso con las lavas de grano fino, afaníticas, algo
vítreas reportadas por Cornejo (1980), pero sí se observan las secuencias de
sedimentos integradas por areniscas de plagioclasas y lutitas sobre-yaciendo a
estas andesitas básicas porfiríticas de grano medio-grueso.
Los datos de geoquímica y la edad K/Ar obtenidas en el presente estudio para
estas andesitas sugieren que toda esta secuencia de andesitas básicas
porfiríticas gruesas sobre yacidas por lavas afaníticas inter digitadas con
lacustres, podrían ubicarse dentro de la FPQ, y posiblemente equivalentes a los
depósitos basales de lavas basálticas, brechas y escorias reportadas en DGGM
(1977), Samaniego et al. (1994) y Villagómez (2003), así como contemporáneas
con los flujos volcánicos dentro de la FPQ descritos por Barberi et al. (1988) y
Lavenu et al. (1996) y fechados en 1.32±0.013 Ma y 1.17±0.010 Ma (Barberi et
al., 1988 citado por Lavenu et al., 1996).
Estos nuevos datos también sugieren que se debe descartar que partes del
basamento del Cretácico Tardío – Eoceno afloren en este sector, tal como lo
sugirió Ego y Sebrier (1996).
39
Sobre-yaciendo esta secuencia de andesitas básicas porfiríticas gruesas se
observan depósitos volcanoclásticos, flujos de lodo, aluviales y sedimentos
volcánicos (Cornejo, 1980; Samaniego, et al., 1994; Ego y Sebrier, 1996;
Villagómez, 2003), principalmente reportados en la Cuenca de Guayllabamba y en
la zona del Río Pisque y nombrados por Villagómez (2003) como Miembro Puente
Viejo (en el presente estudio parte superior de los Miembros Inferiores).
En la Cuenca de San Antonio de Pichincha afloran en la parte baja del Río Monjas
(RM), en los segmentos Rumicuchi y La Providencia.
Generalmente se los observa formando afloramientos de paredes sub-verticales
(e.g. parte baja del cañón del Río Monjas, Figura 2:3), se presentan masivos, en
algunos sectores localmente estratificado, reportándose rumbos y buzamientos
promedios de N200º/40ºNW (Cornejo, 1980), mayoritariamente de colores
habanos, cremas, rosáceas y verdosas; texturalmente son homogéneos y muy
bien compactados. Estructuralmente muestran fallamiento post deposicional,
diaclasamiento columnar e intercalaciones con brechas volcánicas gruesas y
depósitos fluvio-lacustres.
Litológicamente estas brechas y volcano-sedimentos están formados por
depósitos volcanoclásticos junto con secuencias de limolitas y areniscas tobáceas
y brechas y microbrechas volcanoclásticas; secuencias posiblemente asociadas a
flujos de escombros y tobas, ambos retrabajados.
Figura 2:3 Extremo N del Segmento La Providencia. Se observa a los Miembros Inferiores (MIn) formando paredes sub-verticales (UTM 786935mE, 10002145mN). Para ubicación referirse a la Figura 2:2. Abreviaciones: MIn: Miembros Inferiores, MBd: Miembro Brechas dacíticas, CPV: Complejo Volcánico Pululahua.
40
Las brechas volcanoclásticas forman el cuerpo más potente y representativo. Se
caracterizan por presentar una matriz tobácea, ser habanas y polimícticas, se las
observa muy compactadas, soportadas por matriz y mal sorteadas (Figura 2:4).
La matriz se muestra rica en ceniza fina, con fragmentos redondeados de pómez
y cristales de piroxenos, anfíboles, plagioclasas, biotita y cuarzo. Entre los líticos
se encuentra mayoritariamente granos de pómez, con tamaños entre 1-3cm,
aunque pueden estar en el rango de 0.5–5cm, de color blanco, sub-redondeados,
alargados, algunos se presentan fibrosos y albergando cristales de plagioclasas y
anfíboles, no se los nota alterados ni tampoco presentan oxidaciones; asimismo
se observan líticos de rocas afaníticas verdes, de formas sub-angulares y
cercanos a 1cm, cloritizados y con ramificaciones de cuarzo? También se
encuentran presentes líticos ígneos de un amplio espectro composicional, de
tamaños entre 1 – 2cm, y formas sub-angulares - angulares, se observan líticos
de colores verde oscuro – gris oscuro – negro, afaníticos al parecer de
composición básica; líticos grises, rojizos, oxidados, a veces alterados, porfiríticos
de composición intermedia y líticos grises azulados porfiríticos de composición
probablemente ácida.
Figura 2:4 Brecha volcanoclástica típica en Miembros Inferiores.
Intercalado con las brechas volcanoclásticas, hacia la parte media, se observa un
nivel de diatomitas – limolitas tobáceas bien sorteadas, parcialmente
compactadas con algunos granos de pómez de no más de 1cm y esporádicos
41
líticos volcánicos de tamaños milimétricos. Dentro se observan bloques con
longitudes entre 10–30cm, de formas elipsoidales, bien compactados, densos,
con litología y textura similar a las brechas volcanoclásticas antes descritas
(Figura 2:5). Estos afloramientos no lucen estratificados, pero dentro de las
diatomitas, que componen la matriz de este nivel, se observan moldes y
fragmentos de fósiles (principalmente bivalvos).
Localmente, en la parte media del depósito, se observan brechas volcánicas
compuestas por bloques y cenizas y niveles aluviales, intercalados con la
secuencia de brechas volcanoclásticas. Hacia el techo del depósito se comienza
ha observar, en contacto al parecer transicional, una micro-brecha marrón,
polimíctica, muy compactada, grano soportada y con un sorteo regular.
Litológicamente luce muy similar a las brechas volcanoclásticas, presentándose
con escasos granos de pómez y minerales secundarios como calcedonia, los
tamaños de los líticos están en el rango de 2-5mm, mayormente sub-angulares.
Figura 2:5 Brecha volcánica compactada, parte de los Miembros Inferiores, de forma elipsoidal. a) Parte externa y b) parte interna.
Estratigráficamente, estas brechas y volcano-sedimentos se encuentra sobre-
yaciendo, en una sutil discordancia erosiva, a la secuencia de andesitas básicas
encontradas en la zona del Río Guayllabamba (Ego y Sebrier, 1996), aunque
trabajos a detalle son necesarios para establecer claramente su relación. Por otro
lado, en el sector del Segmento La Providencia, se lo observa subyaciendo
42
concordantemente al Miembro Casitahua, a través de un contacto que forma un
plano referencial N200.3º/22.3ºNW (medida obtenida a través del telémetro),
mientras que en la parte norte del Segmento Rumicucho, la Formación San
Miguel lo está sobre-yaciendo en aparente contacto erosional.
Estas brechas y volcano-sedimentos de los Miembros Inferiores parecen
extenderse a lo largo del área de estudio, posiblemente formando el sustrato de
esta zona. Su espesor total no ha podido ser estimado, pero de acuerdo a
medidas realizadas desde la base del Río Monjas hasta el contacto con el
Miembro Casitahua se le asigna un espesor aproximado entre 150 y 200m.
Verticalmente se observan variaciones texturales, como por ejemplo, cambios en
el tamaño y porcentaje de líticos y materiales finos en la matriz, mientras que
litológicamente no cambia. Lateralmente dentro de la zona de estudio no se
observan variaciones, aunque se reporta disminución de tamaño de grano y
aumento de materiales finos en la matriz hacia el NE (Villagómez, 2003).
En el campo se lo reconoce por su alto grado de compactación, la coloración
habana-marrón, la textura brechosa y la variedad en la composición de los líticos
presentes, especialmente por aquellos de color verde – amarillento.
2.1.1.2 Miembro Casitahua (MCs)
Anteriormente caracterizados en la zona de estudio como Volcánicos San Juan
(DGGM, 1982). Villagómez (2003) definió a los depósitos de este miembro, en
parte como series aluviales (Mb. Aluvial ! Fm. Pisque ! Pleistoceno Inferior) y
en parte como secuencias volcánicas y sub-volcánicas (Mbs. Domos y Volcánico
! Fm. Guayllabamba ! Pleistoceno Medio).
En este trabajo se agrupan dentro del MCs a los domos Pacpo y Catequilla y a las
secuencias de brechas volcánicas y flujos de lava que afloran a lo largo del
Segmento Pacpo – Catequilla (SP-C), en la parte baja del Segmento de
Rumicucho y al norte del Segmento La Providencia (Ver Mapa Geológico), ya que
estratigráficamente son parte de un mismo nivel y químicamente, tanto las
brechas volcánicas y lavas como los domos están emparentados con el Volcán
Casitahua, formando parte de una misma serie magmática (Capítulo 3).
43
Litológicamente, los depósitos exhiben una composición variada. Las relaciones
estratigráficas que presenta este miembro, especialmente con las capas supra-
yacentes, cambian de acuerdo al lugar donde se encuentre aflorando, por lo que
se describirá por separado al Domo Pacpo, al Domo Catequilla y a las secuencias
de brechas volcánicas y lavas que se encuentran dentro de este miembro.
Villagómez (2003) ubicó al Domo Pacpo dentro del Miembro Domos de la
Formación Guayllabamba, asignándole una edad Pleistocénica Media. En dicho
estudio se asocia la formación de este domo con un cambio de régimen tectónico.
Dentro del área de estudio se ubica en la parte sur del Segmento Pacpo -
Catequilla, al SE de la población de Pomasqui (Figuras 1:11 y 2:6).
Figura 2:6 Flanco W del Domo Pacpo (UTM 783268mE, 9995220mN). Para ubicación referirse a la Figura 2:2.
En su afloramiento típico (UTM 784612mE, 9993716mN) forma paredes sub-
verticales, luce masivo y texturalmente homogéneo, se lo nota muy diaclasado, en
algunas zonas diaclasado y fallado radialmente (Figura 2:7), presentando, al
parecer, también fallas post-emplazamiento.
44
Figura 2:7 Flanco SW del Domo Pacpo, nótese el fallamiento y diaclasamiento (UTM 784497mE, 9993525mN). Para ubicación referirse a la Figura 2:2.
Litológicamente se encuentra formado por una lava dacítica , porfirítica de grano
medio – grueso, en muestra de mano se presenta gris azulado, escasamente
vesiculada y algo magnética, se observan fenocristales de plagioclasas,
anfíboles, piroxenos y de forma accesoria cuarzo. Dentro de las rocas del domo
es muy común encontrar xenolitos, de formas redondeadas – ovaladas, de
tamaños milimétricos a decimétricos y de colores rojizos – rosáceos (X1) y grises
– crema (X2), en muestras de mano los xenolitos que exhiben coloraciones rojizas
– rosáceas son más frecuentes y se presentan en tamaños mayores que aquellos
xenolitos de color gris – crema (Figura 2:8).
Figura 2:8 Roca dacítica del Domo Pacpo con xenolitos (X1 y X2).
Químicamente las rocas del domo Pacpo por ser dacitas de afinidad calco-
45
alcalina, mientras que X1 químicamente está definida como una andesita básica
de afinidad calco-alcalina (Capítulo 3).
El contacto inferior del Domo Pacpo (DP) no es visible, pero se cree que está
intruyendo a las brechas y volcano-sedimentos de los Miembros Inferiores. Hacia
el tope se observa que el DP está sobre-yacido, en discordancia angular, por las
capas de sedimentos volcánicos (incluyendo la Capa R2) de la Formación
Mojanda Fuya-Fuya y la Formación Cangahua (Figura 2:9).
Una edad K/Ar de 898±15 ka ubica a este domo en el Calabriense dentro del
Pleistoceno.
Figura 2:9 Flanco SW del Domo Pacpo. Se observa que lo sobre-yacen las Formaciones Mojanda Fuya-Fuya y Cangahua en discordancia angular (UTM 784753mE, 9993453mN). Para ubicación referirse a la Figura 2:2.
Depósitos asociados con este domo, como flujos piroclásticos y flujos de
escombros pueden observarse formando parte de las secuencias inferiores de las
series de brechas volcánicas que afloran a lo largo del Segmento Pacpo –
Catequilla. Presenta una altura de 2837 msnm y forma un relieve de ~ 300 m.
Las rocas del Domo Pacpo principalmente se las reconoce por su textura
porfirítica, su color gris-azulado y la frecuente presencia de xenolitos de forma
redondeada - ovalada y de coloraciones rojizas – rosáceas – cremas.
Al Domo Catequilla (DC) Villagómez (2003) también lo ubicaba dentro del
46
Miembro Domos de la Formación Guayllabamba e igual que al Domo Pacpo, se lo
interpretaba como una expresión volcánica provocada por un cambio en el
régimen tectónico de la Depresión Interandina.
Se encuentra al E-NE de San Antonio de Pichincha, en el margen derecho del Río
Monjas a la altura del sector de La Antonia. (Figuras 1:11 y 2:10).
Figura 2:10 Flanco W del Domo Catequilla (UTM 785024mE, 9999926mN). Para ubicación referirse a la Figura 2:2.
En su afloramiento típico (UTM 785879mE, 9999667mN) se lo observa formando
paredes verticales, fuertemente diaclasadas y presentando estructuras radiales.
No se puede diferenciar entre fracturas syn y post-emplazamiento. Generalmente
las rocas hacia el interior del domo se presentan densas, poco vesiculadas y sin
oxidación, mientras que hacia el exterior son de colores rojizos, oxidadas y con
mayor vesicularidad, formando en la parte exterior, un depósito de auto-brecha
que recubre el domo. Escombros fruto de la explotación antrópica han cubierto
casi completamente su flanco occidental.
Litológicamente el DC está formado por lavas andesíticas, vesiculadas,
porfiríticas, de grano medio, magnéticas y con coloraciones grises – gris rojizo; en
muestra de mano se observa porfirítica, con fenocristales de plagioclasas y
piroxenos (Figura 2:11). Dentro de estas lavas, de forma algo frecuente, se
pueden encontrar xenolitos de color gris oscuro (X3), de textura porfirítica y de
grano fino. Estos xenolitos se presentan aún más magnéticos que la roca del
domo y se los encuentran en formas sub-redondeadas – ovaladas (Figura 2:11).
Químicamente las rocas de este domo están definidas como andesitas de afinidad
47
calco-alcalina (Capítulo 3).
Estratigráficamente, el DC debe estar intruyendo a las brechas y volcano-
sedimentos de los Miembros Inferiores. En su parte superior, está sobre-yacido,
en discordancia angular, por depósitos fluvio – lacustres asociados a la Formación
San Miguel (Subcapítulo 2.2.2).
Figura 2:11 Roca andesítica del Domo Catequilla con xenolito (X3).
Se lo ubica en el Pleistoceno Calabriense, en base a una edad K/Ar de 833 ± 26
ka obtenida para una muestra de este domo (CAT-01, Capítulo 3).
Depósitos asociados con este domo como flujos de escombros y flujos
piroclásticos pueden ser observados en las canteras a lo largo del Segmento
Pacpo – Catequilla. Presenta una altura de 2631 msnm y un relieve de ~300 m.
Las rocas de este domo en el campo son diferenciadas por su color gris oscuro –
rojizo, su textura porfirítica y su alta vesicularidad.
Las brechas volcánicas y lavas, que afloran en la Cuenca San Antonio de
Pichincha, eran anteriormente definidas, en parte, como depósitos aluviales [Mb.
Aluvial en Villagómez (2003)], pertenecientes al segmento superior de la FPQ, y
en parte, a secuencias volcánicas [Mb. Volcánico en Villagómez (2003)] dentro de
la Formación Guayllabamba.
En la zona de estudio afloran a lo largo del Segmento Pacpo - Catequilla, en la
48
zona baja del Segmento Rumicucho y en la parte norte del Segmento La
Providencia.
A esta secuencia se la observa formando potentes afloramientos de paredes sub-
verticales, generalmente masivos, de colores grises – azulados – rojizos –
rosáceos, a veces lucen una estratificación gruesa y pobremente desarrollada
(Figura 2:12). Texturalmente se presentan heterogéneos, mal sorteados y
compactados. Fallas post – depositacionales cortan los afloramientos de estas
brechas volcánicas.
Figura 2:12 Cantera 1. Potente afloramiento de paredes sub-verticales de brechas volcánicas, parte del Miembro Casitahua (UTM 785746mE, 9997819mN). Para ubicación referirse a la Figura 2:2.
En los afloramientos que se presentan a lo largo del Segmento Pacpo –
Catequilla, se observan depósitos de brechas volcánicas proximales, de grano
grueso (clastos promedios de 15cm), mal sorteadas, polimícticas, matriz
soportadas, posiblemente relacionadas con flujos piroclásticos, avalanchas de
escombros, lahares y re-trabajados de los mismos. De un modo muy grueso
exhiben una cierta estratificación, marcada por el cambio en los colores de los
estratos. Presentan tonalidades grises, con coloraciones más oscuras hacia la
mitad del depósito y rojizas – rosáceos hacia el tope. En ocasiones, dentro de
estos estratos se observa una insipiente gradación grano – creciente. La matriz
dentro de estos depósitos es principalmente ceniza. Los líticos son sub angulares
y están integrados por rocas volcánicas. El porcentaje de ceniza y de líticos
cambia de acuerdo al tipo de capa dentro del depósito. Los granos de pómez en
la matriz son comunes, pero no se encuentran en todos los estratos, se presentan
de formas alargadas, redondeadas y frescas. Generalmente el porcentaje de la
matriz dentro de los depósitos varía entre el 50 y 70%. Asimismo, la matriz
también presenta cambios texturales, ya que en ciertos sectores se la nota
49
arenosa, pulverulenta, mientras que en otros, se la observa mas lodosa y
compacta. Los líticos observados presentan un amplio rango composicional,
mientras que la concentración de los mismos varía de acuerdo al nivel en donde
se los ubique. Se observa estratos casi mono-litológicos y otros totalmente poli-
litológicos. Rocas asociadas al Domo Pacpo generalmente se presentan
formando parte de las secuencias de la base de los afloramientos, mientras que
rocas similares a las del Domo Catequilla se ven hacia la parte media. También
se observan rocas andesíticas negras, generalmente frescas, algunas afaníticas,
otras porfiríticas, con fenocristales de plagioclasas, piroxenos y escasos anfíboles,
algunas lucen muy oxidadas, de colores rojizos – rosáceos – anaranjados,
además se presentan, aunque en menor cantidad rocas hidrotermalizadas, de
colores verdosos – amarillos – naranjas. Dentro de las secuencias de brechas
también se presentan rocas andesíticas grises, algo oxidadas, poco alteradas y
porfiríticas; rocas dacíticas, porfiríticas con fenocristales de plagioclasas y anfíbol,
y en algunos casos cuarzo como mineral accesorio. Además, también están
presentes clastos de pómez vesiculadas, redondeadas, fibrosas, de hasta 10cm
de longitud y escorias, algo oxidadas, sub – redondeadas, grises - negras de
hasta 5cm de longitud. Dentro de estas brechas se observa bloques de lavas
andesíticas de 3 – 5m como los de mayor tamaño.
Algunos niveles en estos depósitos presentan clastos con fracturas en forma de
rompecabezas (jigsaw – cracks), bordes biselados y/o bandeamiento.
Figura 2:13 Clastos centimétricos con fracturas en forma de rompecabezas o jigsaw-cracks dentro de una matriz arenosa (UTM 785808mE, 9998030mN). Para ubicación referirse a la Figura 2:2.
50
Intercalados con las brechas es muy frecuente encontrar niveles de flujos de
pómez y cenizas, suelos incipientes ricos en pómez y caídas de piroclastos,
formando estratos, de unos pocos metros (2–3m) aunque en general se los
encuentra con espesores de 20–30cm (Figura 2:14). En ocasiones estos niveles
se presentan retrabajados, exhibiendo laminación, laminación cruzada, muy buen
sorteo y clastos redondeados.
Figura 2:14 Brechas volcánicas del Miembro Casitahua intercaladas con piroclastos y suelos incipientes. Se las observa falladas y sobre-yacidas por la Fm. Mojanda Fuya-Fuya (UTM 785318mE, 9995891mN). Para ubicación referirse a la Figura 2:2.
Junto con estas secuencias de brechas también se observan emplazamientos de
flujos de lava, compuestos por una auto-brecha exterior de rocas muy vesiculadas
y oxidadas y un interior de rocas masivas y menos oxidadas. Se presentan
bastante diaclasadas.
Al N del Segmento La Providencia (Figura 1:11) los clastos del depósito, se
encuentran más redondeados, también se comienza ha encontrar, dentro del
depósito, rocas ígneas verdes, bastante alteradas y cloritizadas, similares a las
mencionadas en los Miembros Inferiores.
Varios afloramientos se muestran cortados por fallas post-depositacionales,
principalmente observadas a lo largo del Segmento Pacpo - Catequilla, las cuáles
en promedio forman planos N230º/65ºNW.
51
Estructuralmente se realizaron medidas de planos de estratificación en este
miembro, tanto con brújula (9) como con ayuda del telémetro (7). Se midieron los
planos de los contactos entre los volcano – sedimentos y las brechas y planos de
estratificación en las capas de los volcano sedimentos, que se encuentran inter
digitados con las brechas volcánicas. Las medidas fueron tomadas en la
Elevación Pacpo – Catequilla. Los planos de estratificación presentan rumbos y
buzamientos, en su mayoría N191-200º/30-35ºNW. El rumbo promedio, calculado
para esta serie de datos es N197.6º (Figura 2:15)
Figura 2:15 Diagrama de rosa y ubicación de los polos para los planos de estratificación medidos dentro del Miembro Casitahua.
Estratigráficamente, en la parte norte del Segmento La Providencia, al Miembro
Casitahua se lo observa sub-yacido concordantemente por las brechas y volcano-
sedimentos de los Miembros Inferiores, formando un plano de contacto
N200º/22ºNW (medida referencial obtenida por medio del telémetro), mientras que
hacia el tope se presenta sobre-yacido, al parecer transicionalmente, por los
depósitos fluvio – lacustres de la Formación San Miguel, formando un plano de
contacto N199º/22ºNW (medida referencial obtenida por medio del telémetro)
(Figura 2:16).
52
Figura 2:16 Extremo N del Segmento La Providencia. Se observa al Miembro Casitahua sobre-yacer en aparente concordancia a Mbs. Inferiores y sub-yacer concordantemente a la Fm. San Miguel (UTM 786766mE, 10002591mN). Para ubicación referirse a la Figura 2:2.
En el Segmento de Rumicucho, este miembro, se presenta sub-yaciendo a los
depósitos fluvio – lacustres de la Formación San Miguel, mientras que sobre-yace
a las brechas y volcano-sedimentos de los Miembros Inferiores. En este sector los
contactos son más difusos.
En el Segmento Pacpo - Catequilla se observa que las brechas volcánicas sub-
yacen en discordancia erosiva a depósitos volcánicos, estratificados, donde se
incluye la Capa R2, y que se asocian con la Formación Mojanda Fuya-Fuya
(Figura 2:17). En este segmento no aflora el contacto inferior de las brechas, pero
también se cree que se presentan sobre-yaciendo a las brechas y volcano-
sedimentos de los Miembros Inferiores en este sector.
Debido a que se encuentran rocas de los domos Pacpo y Catequilla en depósitos
primarios o parcialmente re-trabajados, dentro de estas secuencias de brechas, a
todo este miembro se le puede ubicar en el Calabriense.
En general se le asigna un espesor promedio aproximado de 100m, medido en el
flanco norte del Segmento La Providencia, en los afloramientos a lo largo del
Segmento Pacpo – Catequilla también se observan espesores similares,
comprendidos entre 60 y 80 m, aunque en esta parte no se observa el contacto a
la base, por lo que podría tomarse sólo como espesores mínimos.
53
Figura 2:17 Brechas volcánicas del Miembro Casitahua sobre yacidadas, en discordancia erosiva, por la Formación Mojanda Fuya-Fuya (UTM 780157mE, 9992193mN). Para ubicación referirse a la Figura 2:2.
Verticalmente se presentan variaciones texturales y litológicas, marcadas por el
aumento o disminución de matriz, porcentaje, tipo de líticos y por el mecanismo
que originó el depósito. Las variaciones laterales también son evidentes, aunque
aquí adicionalmente se debe tomar en cuenta los cambios en el depósito a causa
de la morfología del sustrato al momento de la depositación (e.g. drenajes
locales).
En el campo los afloramientos de este sub – miembro son fácilmente reconocibles
por presentar colores grises – rosáceos, grandes espesores, su textura brechosa
y las intercalaciones con depósitos volcano–sedimentarios, que forman unas
delgadas bandas de color claro (generalmente crema) dentro de esta sucesión.
2.1.2 FORMACIÓN SAN MIGUEL (FSM)
En trabajos anteriores ha sido definida como una alternancia de arcillolitas,
limolitas y areniscas tobáceas, de colores cremas, asociadas a un ambiente
lacustre y de edad Pleistocénica. Se la reporta en Guayllabamba, San Antonio de
Pichincha y San Miguel del Común. (Cornejo, 1980; DGGM, 1977 y 1982;
Samaniego, et al., 1994; Lavenu et al., 1996; Ego y Sebrier, 1996; Villagómez,
2003).
En la Cuenca San Antonio de Pichincha esta formación se encuentran
54
principalmente aflorando como depósitos asociados con un ambiente lacustre, sin
embargo en el sector del DC una facies lateral aluvial también es observada.
Se encuentra a lo largo del Segmento La Providencia, en el camino desde el
puente sobre el Río Monjas hasta Vindovona, en el flanco W del Domo Catequilla
y en el flanco oriental del Segmento Rumicucho (Ver Mapa Geológico).
Estas secuencias forman potentes afloramientos, estratificados y laminados, de
colores cremas, con tonalidades grises – rosáceas – verdosas (Figura 2:18). Se
presentan muy bien sorteados y mal compactados. Planos de estratificación y
laminación cruzada son frecuentes. En algunas zonas se las nota fuertemente
deformadas, presentando plegamientos, fallas syn y post depositacionales,
gravitacionales y tectónicas (Figura 2:18).
Figura 2:18 Formación San Miguel. Afloramiento de capas plegadas y falladas (UTM 786110mE, 10001180mN). Para ubicación referirse a la Figura 2:2.
Los afloramientos, en general están constituidos por arcillolitas, limolitas y
areniscas poco compactadas, intercaladas con estratos de arenas tobáceas, finas
y medias, caídas de piroclastos y niveles calcáreos.
La base de la formación se encuentra compuesta por arenas brechosas, arenas
tobáceas y volcano sedimentos, generalmente mal compactados, de sorteo
regular y color crema. Dentro se observan líticos de rocas verdes (similares a las
55
brechas y volcano-sedimentos de los Miembros Inferiores), rocas adesíticas y
dacíticas, en su mayoría menores a 10 cm y de formas sub – redondeadas. Estos
depósitos afloran en la parte norte de los Segmentos de La Providencia y
Rumicucho.
La parte media de la FSM, se presenta como una alternancia de volcano
sedimentos, arcillolitas, limolitas y areniscas tobáceas, intercaladas con capas de
caídas de pómez, escorias, niveles calcáreos y estratos ocres que albergan
concreciones, menores a 2 cm, de materiales ferruginosos. La matriz de las capas
tobáceas está compuesta de ceniza fina-media, fragmentos de cristales de
plagioclasas, máficos, biotita, granos de pómez redondeados de tamaños
milimétricos (2 – 5 mm) y en ocasiones se observa también cemento calcáreo.
Los estratos en su mayoría presentan un buen sorteo, aunque se puede observar
localmente escasos clastos de pómez, escorias y líticos de rocas volcánicas
dentro. Las caídas de pómez son centimétricas (5 – 30 cm), con granos
frecuentemente sub–redondeados y con diámetros menores a 2 cm. Normalmente
las pómez se presentan oxidadas, aunque también se las encuentra frescas, de
textura fibrosa y albergando cristales de plagioclasas, máficos y biotitas. Las
capas de caídas de escorias son menos frecuentes y están en su mayoría
oxidadas, con espesores de hasta 10 cm, habitualmente intercaladas con franjas
naranjas - rojizas de óxidos endurecidos. En algunos niveles tobáceos con
cemento calcáreo se encuentran fósiles bivalvos y gasterópodos, con diámetros
que varían entre 1 – 5 mm [ya reportados por Cornejo (1980)] (Figura 2:19),
asimismo están presentes moldes de hojas y de raíces.
Localmente se puede encontrar lentes de yeso y calcita formados a lo largo de
planos de estratificación, planos de fallamiento o planos de diaclasamiento, con
espesores máximos de 3 cm y de extensiones variables. Igualmente, son
comunes las impregnaciones de óxidos de manganeso en algunas capas de esta
formación (Figura 2:20).
56
Figura 2:19 Fósiles bivalvos (izquierda) y gasterópodos (derecha) dentro de las capas de la Formación San Miguel (UTM 787000mE, 10001886mN). Para ubicación referirse a la Figura 2:2.
Figura 2:20 Óxidos de Mn (negro) y yeso (blanco) en capas de la Formación San Miguel (UTM 786996mE, 10001884mN). Para ubicación referirse a la Figura 2:2.
En su parte superior se presentan depósitos más arenosos, inter-digitados con
niveles finos que albergan bloques esferoidales de arcillolitas y limolitas bien
compactadas, con diámetros entre los 2 y 8 cm.
Como parte de la FSM, en el flanco NW del Domo Catequilla aflora una capa de
conglomerados de color amarillo – amarillo crema, polimícticos, grano soportados,
compactados y bien sorteados, formados principalmente por granos de pómez
redondeados, alterados y oxidados, de tamaños entre 2 – 3 cm (Figura 2:21).
Acompañándolos se observan rocas andesíticas verdosas y grises, generalmente
57
afaníticas, redondeadas y de diámetros entre 1 – 3 cm, asimismo se ven clastos
de lutitas, consolidadas, de colores grises y verdes, de formas redondeadas y
discoidales. Dentro de la matriz de este depósito se observa cristales de
plagioclasas, máficos y algo de cuarzo. Esta secuencia de conglomerados
presenta estratificación grosera y está intercalada con arenas tobáceas, bien
sorteadas y laminadas, sin que se observen afloramientos de estos
conglomerados en algún otro lugar.
Figura 2:21 Capa de conglomerados polimícticos y grano soportados dentro de la Formación San Miguel (UTM 785024mE, 9999926mN). Para ubicación referirse a la Figura 2:2.
58
Sobre–yaciendo, en discordancia angular, a los conglomerados, se observa una
alternancia de arenas y limolitas tobáceas, bien estratificadas, algunas con
laminación cruzada (Figura 2:22).
Figura 2:22 Discordancia entre secuencias de arenas y limolitas tobáceas subyacidas por conglomerados (UTM 785774mE, 10000334mN). Para ubicación referirse a la Figura 2:2.
En varias capas de este afloramiento de materiales finos estratificados, se
observan líticos andesíticos, de tamaños variables (5 – 50 cm), de composición
química similar y textura congruente con las rocas del Domo Catequilla (Figura
2:23) (Capítulo 3), lo que sumado a que este depósito esta poco diagenetizado y
que las estructuras primarias del depósito (estratificación, laminación y laminación
cruzada) permanecen inalteradas, indica que el domo ya se encontraba presente
al momento en el cual estas secuencias se depositaron.
En su conjunto, la FSM luce muy bien estratificada y bastante perturbada. Dentro
de los afloramientos ubicados a lo largo del Segmento La Providencia, en el
flanco N-NW del Domo Catequilla y en el Segmento Rumicucho se pudieron
realizar 53 medidas de planos de estratificación.
59
Figura 2:23 Rocas centimétricas del Domo Catequilla dentro de capas de la Formación San Miguel (UTM 785804mE, 10000328mN). Para ubicación referirse a la Figura 2:2.
En la zona N y NW del Domo Catequilla la mayoría de planos de estratificación
medidos están comprendidos entre N180-220º/20-30ºNW, sin embargo se
presentaron también medidas en el rango N145-175º/20-30ºSW.
En el Segmento de Rumicucho casi la mitad de planos de estratificación medidos
se encuentran en el rango N140-170º/15-25ºSW mientras que los restantes están
entre N180-190º/15-30ºNW.
A lo largo del Segmento La Providencia, la mayoría de planos de estratificación
medidos están en el rango N180-215º/20-35ºNW, algunos también se presentan
entre N225-245º/25-35ºNW, mientras que sólo un plano de estratificación
presenta un rumbo y buzamiento N175º/25ºSW.
En resumen, la mayoría de los planos de estratificación presentan rumbos y
buzamientos N180º-190º/20-30ºW-NW. El rumbo, promedio, calculado para esta
serie de datos es N191.7º (Figura 2:24).
60
Figura 2:24 Diagrama de rosa y ubicación de los polos para los planos de estratificación medidos dentro de la Formación San Miguel.
61
Fallas inversas y normales, así como horst, grabens y plegamientos también
fueron identificados dentro de esta formación (Figura 2:25), las fallas en su
mayoría son gravitaciones, aunque también se reconocen fallas tectónicas post-
depositación.
Figura 2:25 Fallas syn-sedimentarias dentro de la Formación San Miguel (UTM 785997mE, 10000854mN). Para ubicación referirse a la Figura 2:2.
Niveles con laminación cruzada son comunes en los depósitos, los cuáles en
general forman planos N-S y buzando al W (e.g. N175º/25ºSW) (Figura 2:26).
Figura 2:26 Estratificación cruzada dentro de capas de la Formación San Miguel (UTM 785551mE, 10000358mN). Para ubicación referirse a la Figura 2:2.
62
Estratigráficamente, la FSM sobre yace al MCs, según lo observado en la parte
Norte del Segmento La Providencia, en un contacto al parecer transicional y que
forma un plano N199º/22ºNW (medida referencial obtenida por medio del
telémetro). En la parte norte del Segmento Rumicucho se la observa sobre
yaciendo en discordancia erosiva a las brechas y volcano-sedimentos de los
Miembros Inferiores, mientras que hacia el Sur se presenta sobre-yaciendo
concordantemente a un flujo de lava del MCs. En el Flanco NW del Domo
Catequilla estos depósitos fluvio – lacustres lo sobreyacen discordantemente
Al tope, la FSM subyace en discordancia erosiva a la Formación Cangahua,
relación observada a lo largo del Segmento La Providencia y en la zona norte del
Segmento Rumicucho.
En la parte centro y sur del Segmento Rumicucho, la FSM está sub-yaciendo en
discordancia angular a depósitos volcanoclásticos (escorias) de la Formación
Mojanda Fuya-Fuya (Figura 2:27), mientras que en el flanco W del Domo
Catequilla se lo ve subyaciendo, en discordancia angular, a los depósitos de la
Formación Mojanda – Fuya-Fuya y Formación Cangahua.
Dentro de la FSM, al extremo norte del Segmento La Providencia, se escogió para
datar un estrato de ~ 30cm de espesor que contiene pómez poco alteradas,
fibrosas y vesiculadas, que albergan plagioclasas, máficos y biotita (UTM
786965mE, 10001818mN). La edad obtenida de esta datación es poco confiable
por el bajo porcentaje de Ar radiogénico en las plagioclasas.
Dado que se observa a la FSM sobre yaciendo al Domo Catequilla (833±26 ka) y
debajo de R1 (474±17 ka) (Subcapítulo 2.2.3), se puede ubicar a este miembro
entre finales del Pleistoceno Calabriense e inicios del Pleistoceno Medio.
Secuencias sedimentarias similares a las observadas en la Formación San Miguel
han sido reportadas dentro de cuerpos de agua cuaternarios [Lago San Pablo y
Laguna Negra (Athens, 1998) y Laguna Yaguarcocha (Anton, 1987)] ubicados en
las cercanías de centros volcánicos con actividad holocénica. Del análisis tefro-
estratigráfico a detalle de las secuencias volcánicas en estos cuerpos de agua
(Anton, 1987; Athens, 1998), se han podido estimar tazas promedio de
sedimentación para sus niveles superiores. Athens (1998) reporta para el Lago
63
San Pablo una secuencia de 32 caídas, algunas de ellas correlacionadas a los
Volcanes Pululahua, Cayambe, Cuicocha, distribuidas en los primeros 10.6m del
lago. Las ubica en un rango de 5155 años. Con estos datos se puede estimar que
la taza de sedimentación promedia para este lago, en este intervalo de tiempo, es
de 0.00206m/año (1m cada 486.32 años). Similar análisis se puede hacer para la
Laguna Negra, donde se reportan 25 caídas (Athens, 1998), algunas asociadas a
los Volcanes Quilotoa, Pululahua y Cayambe, distribuidas en los primeros 6.4m
en un periodo de 12288 años (Athens, 1998), estimándose una taza de
sedimentación promedia de 0.00052m/año (1m cada 1920 años). Anton (1987)
reporta una taza de sedimentación promedia para la Laguna Yaguarcocha de
0.00075m/año (1m cada 1333 años), extrapolada de capas de caídas presentes
en un núcleo de perforación dentro de la laguna.
Asumiendo para la Formación San Miguel una taza de sedimentación promedia
similar a los actuales cuerpos de agua (San Pablo, Laguna Negra, Yaguarcocha)
y un espesor máximo de 200m, reportado por Villagómez (2003), se puede sugerir
que el tiempo que tomó la formación de este lago posiblemente comprendió entre
los 100ka y 350ka (promediando ~200ka).
Cabe mencionar que este cálculo es muy aproximado y no considera los efectos
de la desecación ni compactación de los sedimentos de la Formación San Miguel.
Estudios a detalle en donde se daten el tope y la base esta formación, así como
donde se consideren los efectos de la compactación y desecación son necesarios
para mejorar este aproximado.
Medidas exactas del espesor de la FSM, dentro de la zona de estudio, fueron
difíciles de obtener, ya que en ningún lugar se observa que aflore en su totalidad,
pero se le puede asignar un espesor aproximado de 100m.
Verticalmente hay un tenue aumento del tamaño de grano de los depósitos hacia
la base de la formación.
64
Figura 2:27 Extremo S del Segmento Rumicucho. Discordancia angular entre los depósitos de la Fm. Mojanda Fuya-Fuya y la Fm. San Miguel (UTM 785682mE, 10000463mN). Para ubicación referirse a la Figura 2:2.
Lateralmente, FSM presenta una fase aluvial (FSM-Al), la cual se observa en la
parte W del Segmento Pacpo – Catequilla Norte, en el tramo comprendido entre el
flanco SW del Domo Catequilla y la Cantera 1, presentándose en una serie de
afloramientos no continuos, dispuestos exclusivamente bajo la cota de los 2500m
y conformados por secuencias de arenas medias y gruesas, estratificadas y algo
compactadas.
Estas secuencias aluviales presentan en la base del afloramiento (Figura 2:28)
arenas ricas en plagioclasas, máficos y biotita, con un pequeño porcentaje de
materiales finos, de colores grises y gruesamente estratificadas, a manera de
bancos, intercalados con niveles de suelos pobremente desarrollados y caídas
centimétricas de piroclastos (máxima 30cm) y retrabajados de las mismas (Figura
2:28). Hacia el tope de la FSM-Al, las caídas de pómez y de ceniza
transicionalmente comienzan ha encontrarse de forma más frecuente.
Los contactos dentro de estos depósitos en parte son netos, pero en parte son
erosivos y discordantes.
65
Figura 2:28 Secuencia de arenas estratificadas algo compactas en el flanco SW de Domo Catequilla (UTM 785978mE, 9999435mN). Para ubicación referirse a la Figura 2:2.
Medidas estructurales en los estratos de la FSM-Al nos indican que el plano
promedio de estratificación en el flanco SW del Domo Catequilla está entre N180-
210º/20-25ºNW, mientras que entre el DC y la Cantera 1 los planos de
estratificación están en el rango N195-205º/15-20ºNW. El rumbo, promedio,
calculado para esta serie de datos es N207.0º (Figura 2:29).
Figura 2:29 Diagrama de rosa y ubicación de los polos para los planos de estratificación medidos dentro de la Formación San Miguel - Aluvial.
66
Se observa que la secuencia está cortada por fallas tectónicas, aunque no se la
nota perturbada o fallada de forma syn – sedimentaria. Estratigráficamente, la
secuencia FSM-Al se la puede interpretar como una variación lateral de la FSM,
probablemente en contacto transicional hacia el N, y posiblemente equiparable
con la parte superior de la FSM. En el flanco SW del Domo Catequilla es en el
único lugar donde al parecer aflora una sección completa de este miembro
lateral, pudiendo medirse un espesor entre 50 - 60m.
En general, la FSM es muy fácil de distinguir en el campo, por presentar buena
estratificación, lucir colores cremas con tonalidades algo rosácea – grises, ser rica
en material volcánico, estar perturbado y presentar fósiles, fallas y plegamientos
syn – depositacional (Figura 2:18).
2.1.3 FORMACIÓN MOJANDA FUYA – FUYA (FMF)
Los depósitos de esta formación no han sido reportados en ninguno de los
trabajos previos realizados en la Cuenca de San Antonio de Pichincha, si bien han
sido definidos en los sectores de Guayllabamba y San Miguel del Común, como
volcánicos y volcano – sedimentos asociados a la actividad del Complejo
Mojanda. (Samaniego, et al., 1994; Villagómez, 2003).
En la zona de estudio se los observa aflorando especialmente en las partes altas
(sobre la cota de 2500m) del Segmento Pacpo – Catequilla, aunque también se
encuentran en zonas bajas, sobre–yaciendo a los Domos Pacpo y Catequilla, así
como también aflorando hacia el sur del Segmento Rumicucho y en las partes
bajas de la Loma Santa Clara del Común, al SE de Pomasqui (Ver Mapa
Geológico).
Las secuencias que afloran lucen estratificadas. Lateralmente, los afloramientos
se presentan segmentados, discontinuos e intermitentes a lo largo de la zona de
estudio. Exhiben espesores muy variables en distancias muy cortas.
Generalmente lucen colores habanos – cremas – marrones, con intercalaciones
blanquecinas y grises. Las capas con estratificación o laminación cruzada son
escasas, pero se las encuentra especialmente hacia el sur del Segmento Pacpo –
Catequilla. En general presentan fallas y diaclasamiento post – depositacional.
Los afloramientos, están constituidos por arenas tobáceas, de grano medio a
67
grueso, flujos de pómez y ceniza, caídas de piroclastos (ceniza, pómez y
escorias), suelos pobremente desarrollados, algo endurecidos y ricos en material
volcánico; así como los productos del retrabajamiento fluvial y eólico de todos
ellos.
En la base de la secuencia se observa una alternancia de caídas de piroclastos
(ceniza y pómez) con suelos pobremente desarrollados muy similares al material
llamado Cangahua, junto con arenas aparentemente aluviales, ricas en cristales
de plagioclasas, máficos, biotita y granos redondeados de pómez. Cada capa
aluvial luce un buen sorteo y presentan espesores centimétricos, en promedio
entre los 10 y 50 cm. Los estratos exhiben una pobre compactación,
presentándose mayoritariamente deleznables.
En la parte intermedia de la secuencia, el aporte volcánico es mayor, las capas de
caídas de piroclastos (ceniza y pómez) son mas frecuentes, mientras que las
capas de suelos se vuelven escasas y de menor espesor. También se comienzan
a observar brechas volcano clásticas de color crema - habano, ricas en ceniza y
cristales de plagioclasas, máficos y biotita, con clastos centimétricos (1-3cm) de
pómez de formas desde sub-redondeados hasta sub-angulares, así como brechas
volcanoclásticas ricas en matriz y de color café – habano correspondiendo
posiblemente, estas brechas a flujos de pómez y cenizas y a flujos de escombros
distales, respectivamente. Pueden presentar espesores desde pocos centimétros
hasta 1.3m. En la parte superior de este segmento se observa una potente caída
(~2m) de pómez riolítica asociada con el Volcán Fuya Fuya y que corresponde a
un marcador regional denominado R2 por Robin et al. (1997) (Capítulo 3).
Una secuencia de capas de caídas de escorias se encuentra hacia el tope del
segmento medio de la FMF (Figura 2:30). Estas capas han sido correlacionadas
con depósitos similares del Volcán Mojanda, reportadas por Robin et al. (1997) y
Robin et al. (2009) (Capítulo 3).
68
Figura 2:30 Caída de escoria perteneciente a la Fm. Mojanda Fuya-Fuya sobre-yaciendo en discordancia a la Fm. San Miguel (UTM 785997mE, 10000854mN). Para ubicación referirse a la Figura 2:2.
Aflorando al extremo S del Segmento Rumicucho, sobreyaciendo en discordancia
a los depósitos de la FSM, con espesores entre 0.5m y 1m, se observa otra vez
la secuencia de capas de caída de escorias andesíticas (Figura 2:30), estas
escorias lucen vesiculadas, densas, negras y con granos de aproximadamente
1cm de diámetro (máx 2cm). Dentro se observan plagioclasas y algo de máficos
de forma escasa. Las escorias se presentan un poco oxidadas y generalmente
con una pátina de óxidos de hierro que las recubre, también se las observa algo
retrabajadas y con una pobre estratificación.
En el Segmento Pacpo - Catequilla también se encuentran capas de escorias,
aflorando sólo como un nivel de hasta 10cm de espesor metidas en una matriz
arenosa de color café.
En el segmento superior de la FMF se observa una alternancia de caídas de
piroclastos (ceniza y pómez) con suelos al parecer compactados, ricos en material
volcánico y parecidos a la cangahua. Niveles arenosos de tipo aluvial y ricos en
cristales de plagioclasas también se observan en este segmento. En algunos
lugares se encuentra laminación cruzada dentro de capas de caídas de ceniza,
acompañadas de escasos cantos centimétricos de roca andesítica (máximo
69
10cm), lo que hace presumir un re-trabajamiento al momento de la depositación
(Figura 2:31). Las capas de suelo presentan variaciones locales, no se las nota
continuas y desaparecen en algunos afloramientos.
Figura 2:31 Loma Santa Clara del Común. Secuencia de cenizas y pómez laminadas y retrabajadas (UTM 783863mE, 9993468mN). Para ubicación referirse a la Figura 2:2.
Generalmente, la FMF luce estratificada, se la encuentra fallada [de forma
inversa, normal y transcurrente (Figura 2:32)], y algunas capas presentan
diaclasamiento syn-depositacional.
Figura 2:32 Secuencias dentro de la Formación Mojanda Fuya-Fuya falladas normalmente (negro) y sinestralmente (azul) (UTM 786127mE, 9998760mN). Para ubicación referirse a la Figura 2:2.
70
En los afloramientos ubicados en la parte Sur del Segmento Rumicucho y a lo
largo del Segmento Pacpo – Catequilla se pudieron realizar 17 medidas
estructurales de planos de estratificación, con rumbos y buzamientos N125-
165º/15-25ºSW mayoritariamente para los depósitos en el flanco SW del Domo
Catequilla. A lo largo del Segmento Pacpo - Catequilla los planos presentan
rumbos y buzamientos N200-205º/15-20ºNW, mientras que el Segmento
Rumicucho se presenta una medida N163º/14ºSW (medida referencial obtenida
por medio del telémetro). En el flanco SW del Domo Pacpo y en los bajos de la
Loma Santa Clara del Común se observan planos de estratificación entre N150-
165º/20-30ºSW. El rumbo, promedio, calculado para esta serie de datos es
N164.4º (Figura 2:34).
Figura 2:33 Diagrama de rosa y ubicación de los polos para los planos de estratificación medidos dentro de la Formación Mojanda Fuya-Fuya.
La FMF estratigráficamente se encuentra sobre-yaciendo, en discordancia erosiva
y angular, a los depósitos de la FSM, asimismo se observa que sobre yace en
discordancia angular al Domo Pacpo y a las lavas y brechas del MCs (Figura
2:34). En el tope, se encuentra subyaciendo a la Formación Cangahua. La
naturaleza de este contacto es difícil de determinar, ya que en algunos
afloramientos se observa aparentemente transicional y, en otros, como una clara
71
discordancia erosiva.
Figura 2:34 Contacto fallado entre el Miembro Casitahua y la Formación Mojanda Fuya-Fuya y transicional entre la Formación Mojanda Fuya-Fuya y la Formación Cangahua (UTM 785153mE, 9994744mN). Para ubicación referirse a la Figura 2:2.
Dentro de FMF (G0001, Capítulo 3), se obtuvo una edad K/Ar de 474±17 ka
(Capítulo 3). Esto permite ubicar a esta formación en el Pleistoceno Medio.
Figura 2:35 Capa R1 en la zona de Guayllabamba. El círculo en negro indica el lugar de toma de muestra para la datación (G0001) (UTM 794194mE, 9993056mN). Para ubicación referirse a la Figura 2:2.
No se pudieron obtener medidas precisas del espesor de la FMF, ya que
generalmente no se encuentran en el mismo afloramientos los tres segmentos
que la conforman. Algunas medidas aproximadas han podido ser hechas a lo
largo de los Segmentos Rumicucho y Pacpo – Catequilla, mostrando espesores
máximos de 15 m.
72
Verticalmente se observa que el aporte de materiales volcánicos varía a lo largo
de la secuencia, siendo mayor en su parte media. Los estratos de suelos tipo
cangahua se hacen más frecuentes en sus extremos.
A la FMF se la distingue por las secuencias de suelos tipo cangahua intercalados
con caídas y por la gruesa capa de pómez (R2) que presenta en su segmento
intermedio .
2.1.3.1 Capas R1 y R2
Se definen a las capas R1 y R2 como depósitos de caídas riolíticas, plinianas de
gran volumen asociadas a un periodo de intensa actividad explosiva en el Volcán
Fuya-Fuya basal (Robin et al., 1997).
La capa R1, en la sección Jerusalén (flanco SW del Complejo Mojanda) se
caracteriza por presentar una base compuesta por lapilli de pómez riolítica (SiO2=
73 – 74 wt%) que progresivamente se empieza ha enriquecer en lapilli andesítica
gris (SiO2= 62 wt%), desapareciendo hacia el tope el material riolítico y
presentándose como una secuencia de ceniza andesítica gris oscura, lapilli de
escoria y bombas en forma de coliflor. Los afloramientos son de espesores
métricos (reportados de hasta 15 m), pudiendo encontrarse intercalaciones de
lahares, surges y sucesiones finamente estratificadas de ceniza fina gris y blanca
en esta capa (Robin et al., 1997).
La capa R2, por otro lado, corresponde también al depósito de caída de una
erupción pliniana, pero se la reporta homogénea, compuesta por pómez riolítica
(SiO2=73.5 wt%), con un alto contenido (~5%) de fragmentos líticos alterados, con
espesores de hasta 5m en la zona de Jerusalén, y de 2 m cerca al Lago de San
Pablo (Robin, et al., 1997).
En la Cuenca de San Antonio de Pichincha, aflora una gruesa capa de pómez
riolítica a lo largo del Segmento Pacpo – Catequilla, sin que haya evidencias de
estar presente en el Segmento La Providencia ni en el Segmento de Rumicucho.
Buenos afloramientos se encuentran en la parte alta del flanco Sur del Domo
Catequilla (Figura 2:36) y en el segmento entre DC y la Cantera 1.
73
Figura 2:36 Capa R2 en la parte alta del flanco S del Domo Catequilla (UTM 786095mE, 9999522mN). Para ubicación referirse a la Figura 2:2.
En los sitios donde aflora esta capa, se la observa con espesores cercanos a los
2 m, bien sorteada, con tamaños de pómez entre 2 y 5 cm. La matriz del depósito
es escasa y generalmente está compuesta por ceniza y cristales de plagioclasas,
máficos y biotita.
En los afloramientos se observa gran cantidad de líticos accesorios (5-7%), con
tamaños entre 2 y 3 cm, incluidos clastos angulares de rocas andesíticas
porfiríticas grises, rocas rojizas – amarillentas hidrotermalizadas y oxidadas, rocas
andesíticas vesiculadas, aparentemente básicas, de color negro y rocas
andesíticas alteradas de color verde (Figura 2:37).
En la parte superior de la capa frecuentemente se encuentra un nivel de
aproximadamente 15 cm de espesor, formado por retrabajamiento acuoso,
caracterizado por el aumento en el porcentaje de matriz, granos de pómez
redondeados y la presencia de una cierta estratificación (Figura 2:37). También se
constata que la capa ha sido bastante fallada.
Macroscópicamente, los granos de pómez generalmente son sub-angulares, de
color blanco, frescos y sin oxidaciones, presentándose poco vesiculados, algo
fibrosas y con vesículas alargadas. Albergan plagioclasas y cristales máficos
tabulares.
74
Figura 2:37 Capa R2, nótese el retrabajamiento acuoso en la parte superior y la gran cantidad de líticos accesorios (UTM 785596mE, 9997911mN). Para ubicación referirse a la Figura 2:2.
En la zona de estudio a esta pliniana no se la observa como una capa continua,
sino más bien a manera de lentes y en forma segmentada, el espesor se
mantiene más o menos constante y cerca a los 2m, salvo en las partes donde se
la observa deformada, presentando en estos lugares espesores variables. Los
rumbos y buzamientos tomados en esta capa varían en los diferentes lugares de
medida. Los análisis químicos de dos muestras tomadas en la zona de estudio [R
y D35P03M1 (Capítulo 3)] indican que esta pliniana contiene pómez riolítica con
características químicas (e.g. SiO2= 73 – 74 wt%) muy similares a las caídas R1
y R2 identificadas por (Robin, et al., 1997). Relaciones elementales han servido
para emparentar a las pómez tomadas en la zona de estudio (R y D35P03M1) con
R2 (Capítulo 3). Asimismo, las características litológicas de la pliniana encontrada
en San Antonio (e.g. contenido de líticos accesorios) corroboran una correlación
con la Capa R2.
Trabajos anteriores en la zona de Guayllabamba asocian a la Unidad Peña Negra
(Samaniego et al., 1994) y a la Formación Mojanda (Villagómez, 2002) con
piroclastos retrabajados intercaladas con dos caídas plinianas, una a la base
75
(Capa R1) y otra hacia el medio (Capa R2). La muestra (G0001) datada en la
zona de Guayllabamba [químicamente correspondiente con la capa R1
(Subcapítulo 3.2.4)]. Y mediante el método K/Ar, se la ha datado y se ha obtenido
una edad radiométrica de 474±17 ka. Esto ubica a la base de la FMF en el
Pleistoceno Medio.
2.1.4 FORMACIÓN CANGAHUA (FCN)
Esta formación, en general está definida como un suelo limo arenoso, de aspecto
tobáceo y en ocaciones endurecido, formado como el resultado de la
meteorización y el retrabajamiento de materiales piroclásticos en condiciones
climáticas frías y secas. Se la reconoce y reporta a todo lo largo de la ID (Cornejo,
1980; Clapperton y Vera, 1986; Estrella, 1986; Vera y López, 1986; Lavenu et al.,
1996; Ego y Sebrier, 1996; Villagómez 2003; Winkler et al., 2005).
En la Cuenca San Antonio de Pichincha se observa a la Cangahua cubriendo en
forma uniforme las elevaciones y planicies de la zona, formando potentes
afloramientos en el Segmento de Pacpo – Catequilla y hacia el volcán Casitahua.
Los afloramientos se presentan en general masivos, con una gruesa
estratificación a la base, la cual posteriormente se difumina y desaparece. Los
colores cafés – marrones – pardos son típicos de esta formación, exhibiendo en
ciertas ocasiones tonalidades anaranjadas – verdosas – grises. El grado de
compactación es variable. Se la encuentra cortada por fallas, tanto inversas como
normales, las cuáles en la mayoría de los casos sólo han deformado la parte
basal de la formación.
Los afloramientos, en general están constituidos por paquetes de limos y arenas
con un sorteo bastante bueno. Están compuestas por una matriz de ceniza vítrea,
frecuentemente oxidada y alterada, con cristales dispersos de plagioclasas,
anfíboles y piroxenos. Los cristales de biotita y magnetita son accesorios,
mientras que el cuarzo sólo se presenta como una traza. En la zona de estudio, la
materia orgánica dentro de la FCN es escasa, asimismo algunos niveles exhiben
esporádicos relictos de fragmentos de pómez y líticos volcánicos, generalmente
andesíticos, de tamaños menores a los 3 cm.
Es común encontrar, dentro de la FCN, intercalaciones de depósitos de caídas de
76
piroclastos (ceniza, pómez y en menor cantidad escorias). En la zona de estudio,
hacia la base de la formación, se reconoce una capa homogénea de pómez, de
hasta 50cm de espesor, no continua; se la distingue claramente a lo largo del
Segmento Pacpo – Catequilla. Se caracterizada por presentar pómez fibrosas y
alargadas (máx 1cm). No se observan cristales de plagioclasas y/o máficos,
excepto por la biotita, la cual está presente en forma accesoria. Hacia el tope de
esta capa de caída de pómez se encuentra una unidad de Cangahua, mientras
que bajo este nivel se observa en concordancia una capa de ceniza homogénea
gris, con biotita, de aproximadamente 10cm de espesor. Estas capas de pómez,
macroscópicamente lucen similares a las Capas Guía Pifo, definidas por Hall y
Mothes (1996).
Otras caídas de ceniza y pómez han sido observadas dentro de la FCN en la zona
de estudio, con espesores centimétricos, sin que ellas hayan podido ser
caracterizadas ni relacionadas con otras caídas o capas guía regionales.
Criterios como el grado de compactación, las relaciones estratigráficas así como
las diferencias en los restos fósiles han servido para que varios autores planteen
divisiones dentro de la Cangahua (Clapperton y Vera, 1986; Estrella,1986; Vera y
López, 1986). En la zona de estudio, estratigráficamente se puede diferenciar
vagamente niveles gruesamente estratificados y depósitos masivos marrones,
que conforman la parte principal de la FCN, con esporádicas intercalaciones de
caídas de piroclastos. En el flanco NW del Domo Catequilla se observa yaciendo
en discordancia (N210º/38ºNW) sobre la FSM, a unas brechas, de grano fino
medio, polimícticas, con escorias y en mayor porcentaje pómez, de niveles
compactados y deleznables que han sido identificadas como parte de la
Formación Cangahua (Figura 2:38).
Depósitos de suelos poco desarrollados y ricos en material volcánico encontrados
intercalados en varios niveles de la FMF, presentan un aspecto similar a la
cangahua, pero no fue posible diferenciarlos o asociarlos con ella, debido a la
ambigüedad en las definiciones de los depósitos caracterizados como Cangahua.
La toma de datos estructurales se realizó en estratos gruesamente estratificados,
a la base de la formación y en los contactos entre intercalaciones de caídas de
77
piroclastos y unidades de Cangahua supra y/o sub yacentes.
Figura 2:38 Discordancia entre Formación Cangahua y Formación San Miguel (UTM 785024mE, 9999926mN). Para ubicación referirse a la Figura 2:2.
En general se observa que presentan planos de estratificación promedios N185-
200º/10-25ºNW. El rumbo, promedio, calculado para esta serie de datos es
N192.0º (Figura 2:39).
Estratigráficamente, la FCN sobre-yace a la FSM, en claro contacto erosivo, en la
parte norte del Segmento Rumicucho y a lo largo del Segmento La Providencia.
Sobre yace a los depósitos de la FMF en la zona sur del Segmento Rumicucho, a
lo largo del Segmento Pacpo - Catequilla, y en la parte baja de la Loma Santa
Clara del Común. La naturaleza de este contacto es difícil de determinar ya que
por un lado parece ser transicional y por otro es erosivo discordante.
Intercalados y sobreyaciendo a la FCN se observan, generalmente en
concordancia, a los depósitos de la Formación Pululalhua.
Hall y Mothes (2001) reportan un rango de edad para la FCN entre ~210 ka y ~10
ka, lo que lo ubicaría desde finales del Pleistoceno Medio hasta finales del
Pleistoceno Superior.
78
Figura 2:39 Diagrama de rosa y ubicación de los polos de los planos de estratificación medidos dentro de la Formación Cangahua.
Medidas aproximadas del espesor de esta formación han sido hechas a lo largo
de los Segmentos Pacpo – Catequilla y Rumicucho, obteniéndose un espesor
promedio de 50m.
No se observan variaciones verticales o laterales de importancia dentro de la
FCN.
En el campo a la Cangahua se la distingue por estar ampliamente distribuída en la
zona de estudio, tener una forma periclinal y por su color marrón carácterístico
2.1.5 FORMACIÓN PULULAHUA (FPL)
Se identifican dentro de esta formación a los productos asociados con la actividad
volcánica y estilos eruptivos del Complejo Volcánico Pululahua, descritos
ampliamente en Andrade (2002).
En la zona de tesis se los observa formando la planicie de San Antonio de
Pichincha y aflorando a lo largo del Río Monjas y en el flanco NW del Domo
Catequilla.
Dado que los depósitos incluidos en esta formación presentan ciertas litologías
79
características y están asociados a particulares procesos de emplazamiento y
depositación, se los ha sub dividido en:
• Miembro Brechas dacíticas
• Miembro Lacustres no deformados
• Miembro Piroclastos Pululahua.
2.1.5.1 Miembro Brechas dacíticas (MBd)
Se agrupa en este miembro a los depósitos de flujos piroclásticos de tipo Block
and Ash descritos en Cornejo (1980) y Andrade (2002) que afloran principalmente
a lo largo del Río Monjas y en la Quebrada Colorada (Figura 1:11). Se los
encuentra en el norte, hasta la desembocadura del Río Monjas sobre el Río
Guayllabamba, mientras que hacia el sur dejan de aflorar a la altura de las
piscinas municipales de San Antonio.
Este miembro se presenta formando paredes sub-verticales, de aspecto masivo,
texturalmente caótico, muy deleznable y aparentemente permeable (Figura 2:40).
A lo largo del Río Monjas se reportan hasta tres capas diferentes de estos flujos
(Andrade, 2002), siendo el más joven el de mayor volumen e importancia en la
zona de estudio.
Litológicamente este flujo forma una brecha de color gris azulado a la base y
rosáceo hacia el techo (últimos 10-15m), transición posiblemente explicable por el
emplazamiento de un flujo aún muy caliente, que dio lugar a la oxidación de su
parte superior en contacto con la atmósfera (Figura 2:40) (Andrade, 2002).
Se presenta grano soportado, prácticamente monolítico y mal sorteado. La matriz
es escasa (30-40%), compuesta principalmente por ceniza y cristales de igual
composición a la de los clastos. Los clastos, son angulares, de composicón
dacítica (Andrade, 2002) y con tamaños promedios entre 10 y 15cm,
encontrándose bloques extraordinarios de hasta 1m de diámetro. Estas dacitas
son porfiríticas de matriz microcristalina (60-70%) y fenocristales de tamaño
medio (2-3mm) de plagioclasas y anfíbol, en ocasiones alterado. Como minerales
accesorios se observan opacos (e.g. magnetita). Las vesículas son muy escasas
80
o más generalmente inexistentes.
Figura 2:40 Flujo de tipo "Block and Ash" (Miembro Brechas dacíticas) subyacido por depósitos piroclásticos (UTM 785024mE, 9999926mN). Para ubicación referirse a la Figura 2:2.
Líticos accesorios (1-2%) verdes, generalmente afaníticos y con cuarzo son
observados dentro de estos depósitos de flujo de tipo bloques y ceniza, y
seguramente estén asociadas con el basamento de la CW.
Geoquímicamente las rocas del MBd se las caracteriza como dacitas de 67.7
w.t.% de SiO2 y afinidad calco-alcalina de una serie de bajo K (Andrade, 2002).
A este miembro en general se lo observa sobreyaciendo a la FCN (e.g. flanco NW
del Domo Catequilla) en discordancia angular, mientras que es sobreyacido por el
Miembro Lacustre no deformado, en contacto concordante.
Dos dataciones de radiocarbón reportadas por OLADE (1980) y Hall y Mothes
(1994), realizadas en fragmentos de carbón encontrados a la base de este
depósito en la zona del Río Monjas, han presentado edades de 10800±800 aAP y
11940±300 aAP respectivamente, lo que lo ubica a inicios del Holoceno. Se cree
que la fuente mas probable de este flujo fue el Domo La Marca (Cornejo, 1980;
Andrade, 2002).
Este depósito se presenta en algunos sectores del Río Monjas con espesores
81
mayores a 50m, mientras que en la parte del Segmento Rumicucho se lo observa
con una potencia menor y a manera de lentes.
Este depósito es principalmente reconocible por presentarse como un flujo de tipo
bloques y ceniza, de coloración gris azulada a la base y rosácea al techo, con
bloques dacíticos.
2.1.5.2 Miembro Lacustre no deformado (MLn)
Reportados como sedimentos lacustrinos con lignito por Cornejo (1980), se los
observa aflorando en las márgenes del Río Monjas entre San Antonio de
Pichincha, al norte, y Pomasqui al sur. Sus límites occidentales y orientales son
desconocidos.
Forman paredes verticales, bien estratificadas y con buen sorteo, Exhibe
mayoritariamente estratos de color crema – grisáceos, intercalados con capas
grises – negruzcas - rojizas. Se presenta de forma continua a lo largo de las
márgenes el Río Monjas, entre San Antonio de Pichincha y Pomasqui (Figura 41).
Figura 2:41 Miembro Lacustre no deformado, formando paredes sub verticales en el margen izquierdo del Río Monjas (UTM 783752mE, 9996705mN). Para ubicación referirse a la Figura 2:2.
Litológicamente este miembro está formado por secuencias de cenizas finas y
muy finas, bien sorteadas, de color crema, compuestas principalmente por
material vítreo, laminadas, las que se encuentran intercaladas con niveles limosos
y limo – arenosos de tonalidad grisácea, que presentan cristales de plagioclasas,
anfíboles y de forma poco frecuente con niveles ricos en pómez de hasta 0.5cm
de diámetro. En la parte media se tiene reportes de presencia de limo bentónico
82
de color café amarillento, con trazas de moldes orgánicos (e.g. huellas de
lombrices) (Cornejo, 1980).
También se observan niveles arenosos, poco compactados de tonalidad
amarillenta, ricos en cristales de plagioclasas, máficos, pómez y líticos ígneos de
tamaños milimétricos.
Hacia el tope es común observar material orgánico intercalado entre capas de
cenizas; algunos se presentan a manera de turba, con restos orgánicos (raíces y
restos leñosos) y de colores grisáceos. Asimismo se puede observar escasos
niveles de lignito de color negro – gris oscuro, con un contenido alto de ceniza
volcánica (Figura 2:42).
Figura 2:42 Secuencias de sedimentos lacustres no deformados, intercalados con niveles ricos en material orgánico (UTM 785246mE, 9999113mN). Para ubicación referirse a la Figura 2:2.
Se lo observa bien estratificado, formando planos sub horizontales, con
buzamientos máximos de 5º al W.
Estratigráficamente este miembro sobre yace al MBd en contacto concordante y
sub yace en contacto aparentemente transicional a la secuencia de depósitos
piroclásticos del Pululahua. Cornejo (1980) presenta una edad reportada por el
83
Institute of Geological Sciences (Inglaterra) de 6753 años para muestras de lignito
recolectadas por Roger Bristow. Esta edad concuerda con la posición
estratigráfica en la cual el MLn es observado en los trabajos de campo [sobre-
yaciendo al MBd (10800±800 aAP) y sub-yaciendo al MPp (248±13 aAP)] (Figura
2:43) y ubica a este miembro en el Holoceno.
Figura 2:43 Secuencia de los miembros que integran la Formación Pululahua (UTM 785246mE, 9999113mN). Para ubicación referirse a la Figura 2:2.
Esta secuencia presenta un espesor promedio de 20m, con variaciones que van
desde 40m hasta no más de 5m. Se la observa acuñándose hacia el norte,
desapareciendo a la altura del Domo Catequilla.
En el campo este miembro se lo identifica por sobreyacer a los flujos de tipo
Bloques y Ceniza del MBd y estar principalmente conformado por cenizas finas,
laminadas, no compactadas, con niveles ricos en materia orgánica en su parte
superior.
2.1.5.3 Miembro Piroclastos Pululahua (MPp)
Se agrupa en este miembro a los eventos y depósitos asociados con la formación
del cráter del Pululahua, mejor descritos en Andrade (2002).
84
En el área de estudio se los observa conformando la parte más superficial de la
planicie de San Antonio de Pichincha, y aflorando en paredes sub-verticales,
donde los depósitos se presentan potentes y masivos, y a veces exhiben una
clara estratificación. Generalmente lucen colores cremas, localmente rosáceas.
Dentro de este miembro se agrupa a las secuencias de depósitos de caídas y
flujos piroclastos, ricos en pómez, que estuvieron asociados a la formación del
cráter del Pululahua. En las cenizas se puede observar gran cantidad de material
vítreo, fino junto con cristales de plagioclasas, anfíbol, algunos granos de pómez y
líticos de rocas grises ígneas y en menor proporción rocas verdes afaníticas. Las
pómez no son fibrosas, se presentan frecuentemente con cristales de
plagioclasas y anfíbol dentro, y dependiendo del lugar puede presentarse desde
tamaños milimétricos, hasta centimétricos (10-15cm). La presencia de fragmentos
no vesiculados de rocas dacíticas es común dentro de esta secuencia piroclástica.
En cuanto a la geoquímica Andrade (2002), no reporta variaciones significantes
con respecto a las rocas dacíticas del MBd.
Andrade (2002) separó el proceso de deposición de la secuencia piroclástica, y de
formación del cráter del Pululahua, en 5 etapas:
• E0: Una relativamente pequeña erupción que se manifiesta como una capa
rica en pómez, liviana, a veces alterada y con escasos cristales de anfíbol,
que presenta un espesor máximo de 2m. La datación de una capa de turba
(posiblemente el mismo nivel datado por el Institute of Geological
Sciences), que sobreyace a la capa de pómez, reporta una edad de 6750
aAP (DGGM, 1982) indicando que esta erupción fue anterior a dicha fecha.
• E1: Fase inicial de la formación del cráter del Pululahua y datado en
2485±130 aAP (Hall and Mothes, 1994). Se caracteriza por la depositación
de una extensa capa de caída pliniana y la generación de flujos piroclastos
restringidos [mayor detalles en Papale y Rosi (1993), Andrade (2002) y
Volentik et al. (2010)]
• E2: Fase caracterizada por la generación de grandes flujos piroclásticos y
pequeñas caídas plinianas ocurridas luego de un periodo de calma
85
posterior a E1. Dataciones de radiocarbón a la base de E2 reportan edades
de 2305±65 aAP (Hall, 1977) y 2285 aAP (Isaacson, 1987).
• E3: Fase caracterizada por la presencia de capas de pequeñas poméz
redondeadas y caídas retrabajadas, bien sorteadas y con estratificación
cruzada, con un espesor máximos de 2m. Hay solo evidencias indirectas
de erupciones asociadas.
• E4: Fase final, compuesta por potentes flujos piroclásticos de coloración
rojiza y crema, sin que se presenten importantes depósitos de caídas
asociadas con ellos. Se la considera como probablemente la erupción más
importante en el proceso de formación del cráter. Se reporta una edad de
2240±50 aAP (Andrade, 2002) para un suelo incipiente que cubre esta
erupción, representando esta edad el inicio del periodo de actividad Post-
formación del cráter (Andrade, 2002).
Estructuralmente se presentan niveles estratificados, en su mayoría sub-
horizontales a horizontales.
Estratigráficamente sobre-yace en concordancia a los depósitos de MLn, en la
zona de San Antonio de Pichincha – Pomasqui y en contacto erosivo a la MBd en
el Segmento Rumicucho. También se la observa sobre yacer, de forma
discordante, a la FCN.
En base a las dataciones reportadas, especialmente en Andrade (2002), se ubica
a todo este miembro en el Holoceno. En general se le puede asignar un espesor
máximo de hasta 50m, variando de acuerdo al lugar y a la morfología del área. En
el campo se la reconoce por formar superficies más jóvenes, planas, sub-
horizontales, donde ocupa el nivel estratigráfico más alto. Los depósitos se
presentan masivos, de colores cremas y rosáceas, principalmente caracterizados
por contener abundante ceniza y pómez, con plagioclasas y anfíbol.
2.1.6 RESUMEN
Como una forma de sintetizar las principales y más relevantes características de
la estratigrafía de la zona de San Antonio de Pichincha se presenta la Figura 2:44.
86
Figura 2:44 Columna estratigráfica de la zona San Antonio de Pichincha – Pomasqui. En azul y resaltado se presentan las edades obtenidas en este estudio.
87
2.2 PRINCIPALES ESTRUCTURAS EN LA ZONA DE ESTUDIO
2.2.1 FALLA CATEQUILLA
La falla Catequilla está caracterizada como una estructura inversa, de rumbo
aproximado N – S y de buzamiento W (Figura 2:45); parte del sistema de Fallas
de Quito (Ego et al., 1996; Villagómez, 2003; Alvarado, 2009; Alvarado, 2012).
Esta estructura no aflora en superficie (falla ciega) y su expresión morfológica es
la elevación Calderón – Catequilla (Ego y Sebrier, 1996; Alvarado, 1996;
Villagómez 2003; Alvarado, 2009; Alvarado, 2012) (Figura 2:45).
Estudios de microsismicidad recientes, realizados en la zona de Quito, muestran
que un gran número de hipocentros se concentran a lo largo de los segmentos del
sistema de Fallas de Quito (Segovia y Alvarado 2009; Alvarado, 2012). Alvarado
et al. (en revisión) presentan que la sismicidad, en la zona Sur de la Elevación
Calderón – Catequilla, se distribuye a lo largo de una zona sísmica, que buza
~55º al W y que se extiende en profundidad cerca de 30 km.
La formación de la elevación Calderón – Catequilla es asociada a un plegamiento
originado por acción de la falla inversa Catequilla (Ego y Sebrier, 1996;
Villagómez, 2003; Alvarado, 2009; Alvarado, 2012).
Esta elevación presenta un flanco frontal asimétrico con respecto a su flanco
posterior y en su extremo N (Segmento La Providencia), se observa que sus
capas [Fm. Pisque y Fm. San Miguel (Figura 2.16)] mantienen un espesor
relativamente constante. Esta forma puede ser asociada con un modelo de
pliegue por propagación de fallas, pero más estudios son necesarios, ya que
hacia el sur (Segmento Pacpo – Catequilla S) la elevación se ensancha (Figura
2:45) y estructuralmente parece ser más compleja.
Alvarado et al. (en revisión) calculan que la magnitud máxima para un sismo en la
elevación Calderón – Catequilla sería de Mag: 6.3, con un tiempo de recurrencia
de 183 años.
El lineamiento observado en el Segmento de Rumicucho (Figura 2:45) puede
estar relacionado con un ramal de la falla Catequilla, o a su vez, ser parte del
sistema de Tangahuila, identificado al N de Rumicucho, por Alvarado (2012)
88
(Figura 1:8).
Figura 2:45 Principales estructuras en la zona de estudio.
89
2.2.2 FALLA POMASQUI
La Falla Pomasqui (F. Pm) morfológicamente se presenta como una lineación
transversal, de rumbo ~N68º, que corta la elevación Calderón – Catequilla y que
topográficamente marca cambios como: 1) subdivide al Segmento Pacpo –
Catequilla en una parte Norte (SP-C N) y una Sur (SP-C S) (Figura 2:45), 2) el
punto de inicio del ensanchamiento del segmento Pacpo – Catequilla, 3) el punto
desde donde comienza el basculamiento del SP-C S hacia el S y 4) el
levantamiento de ~20m del SP-C S con respecto al SP-C N (Figura 2:45).
El hipocentro del sismo de Agosto de 1990 de Mg: 5.0 (CMT Project reportado en
Alvarado et al., en revisión) se ubica en el lugar donde el segmento Pacpo –
Catequilla es subdivido en SPC N y SPC S. Similar ubicación presenta el
hipocentro del sismo de Febrero de 1999 de Mg: 3.5 (Calahorrano, 2001;
Alvarado et al., en revisión). Cabe recordar que el sismo de Agosto de 1990 causó
grandes daños en la población de Pomasqui. (Hibsch et al., 1996a; Calahorrano,
2001).
Sin embargo, debido a que no se han encontrado afloramientos de la F. Pm y a
los pocos datos sísmicos, esta estructura aún no ha sido caracterizada con
precisión y su tipo de movimiento todavía no ha sido determinado.
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91
3 CARACTERIZACIÓN PETROGRÁFICA, GEOQUÍMICA
Y GEOCRONOLÓGICA DE LAS FORMACIONES
VOLCÁNICAS
Varias muestras de lavas y de pómez se recolectaron durante el trabajo de campo,
dentro y fuera de la zona de estudio, de las cuáles se han seleccionado doce (12)
para análisis petrográficos, veinte y nueve (29) para análisis geoquímicos y cinco
(5) para dataciones por el método K/Ar. (Tabla 3:1)
PETROGRÁFICO GEOQUÍMICO DATACIÓN
1 !""### $%%%%#&#Miembros Inferiores
Lava ! ! !
2 !"%$#! '''($') Lava !
3 !"%$#! '''($') Lava !
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25 !"&'&# $%%%$"$" Pómez ! !
26 !')$') '''*%#& Pómez ! !
27 !"&%'( '''"#() Pómez !
28 !"&(*# ''''#&' Pómez !
29 !"#''! $%%%%"#) Escoria !
ANÁLISISCOORDENADAS (WGS84/UTM Zona 17S)
UBICACIÓN ESTRATIGRÁFICA
CÓDIGO DE LA MUESTRA
CASI-1-L2-1
TIPO
CASI-1-L4/5-1CASI-2-L1-1CASI-2-LV-1DP-01-CDP-01-XCAT-01CAT-M-1CAT-L-1CAT-L-2
D38P01S/N
C2-1C2-3C3D35P04 M3D36P03 M2
G0001D35P03 M1RER
FO
RM
AC
IÓN
PIS
QU
E
Miembro Casitahua
FORMACIÓN SAN MIGUEL
FORMACIÓN MOJANDA
FUYA FUYA
GAB-A-01
CASI-1-L1-1CASI-1-L1-2CASI-1-L1-3
CAT-SUP-01
D36P04 M2D36P05 M3D36P06M2
Tabla 3:1 Listado de muestras seleccionadas para las caracterizaciones petrográficas, geoquímicas y cronológicas.
3.1 CARACTERIZACIONES PETROGRÁFICAS
Las doce rocas seleccionadas para el análisis petrográfico corresponden a
muestras de lavas de la Formación Pisque (definida en el Capítulo 2), y
92
exceptuando por GAB-A-01, forman parte del Miembro Casitahua y han sido
recolectadas dentro del área de estudio (Figura 3:1), en las Canteras de los
Domos Catequilla y Pacpo, así como en la Cantera 1 y Cantera 4, ubicadas en el
flanco Occidental de la Elevación Calderón – Catequilla (Figura 1:11).
Figura 3:1 Mapa con la ubicación de las muestras seleccionadas para los análisis petrográficos.
GAB-A-01 es parte de las lavas de la Formación Pisque - Miembros Inferiores
(Capítulo 2), fue recolectada en el camino San Antonio de Pichincha – Planta
93
Hidroeléctrica de La Internacional, al margen izquierdo del Río Guayllabamba, y
en una zona que el presente estudio no abarca (Figura 3:1).
Ocho de las doce láminas delgadas se realizaron en un Laboratorio privado de
Lima – Perú (C2-3, C3, D35P04M3, D36P03M2, D36P04M2, D36P06M2, D38P01,
SN), mientras que las restantes (CAT-01, DP-01-C, DP-01-X, GAB-A-01) se
elaboraron en el laboratorio del Departamento de Geología de la Escuela
Politécnica Nacional en Quito.
El estudio petrográfico se llevó a cabo utilizando un Microscopio de luz polarizada
modelo Axio Scope.A1 marca Zeiss, mientras que las fotos fueron tomadas con la
cámara Axio.Cam MRc 5 de 5 Megapíxeles (2584x1936) de resolución (incluida
en el microscopio).
En las descripciones petrográficas de las láminas delgadas se caracterizó la
textura de la roca, se estimó, en base a diagramas comparativos, el porcentaje en
volumen (% vol.) de los fenocristales y matriz, así como se identificó los
fenocristales y el tipo y componentes de la matriz.
En base a la estratigrafía definida en el Capítulo 2, se las separó en dos grupos:
aquella que pertenece a la Formación Pisque-Miembros Inferiores y aquellas que
pertenecen a la Formación Pisque-Miembro Casitahua y cuyos análisis
petrográficos se presentan a continuación.
3.1.1 MUESTRA GAB-A-01 FORMACIÓN PISQUE – MIEMBROS INFERIORES
De las secuencias de lavas de los Miembros Inferiores de la Formación Pisque
(Capítulo 2) solo se posee la muestra GAB-A-01, ya que afloran fuera del área de
estudio (Figura 3:1).
En muestra de mano se presenta porfirítica, de grano medio y de color gris-
oscuro-verdoso (Figura 3.2).
94
Figura 3:2 Muestra de roca GAB-A-01
Microscópicamente, presenta textura porfirítica, con fenocristales inequigranulares
de plagioclasas, piroxenos y opacos rodeados de una matriz hipocristalina
formada por microcristales de plagioclasas, piroxenos y vidrio, distribuidos
aleatoriamente. (Figura 3:3)
Figura 3:3 Muestra GAB-A-01. Vista al microscopio (objetivo 2.5x) con luz natural (a) y con luz polarizada (b). Se observa que la muestra presenta una textura porfirítica, con fenocristales de
plagioclasas, piroxenos y opacos rodeados de una matriz hipocristalina. Abreviaciones: plg: plagioclasas, cpx: clinopiroxeno.
Los cristales de plagioclasas (35% vol.) se presentan euhedrales a subhedrales,
en su gran mayoría tabulares (Figura 3:4-a). En general se los observa zonados y
con maclas tipo Carlsbad y en menor cantidad Polisintética. Es frecuente
encontrarlos intercrecidos entre sí. Las plagioclasas de mayor tamaño
generalmente exhiben bordes reabsorbidos y redondeados, así como una textura
95
de colador (corazones esponjosos) (Figura 3:4-a). Varios cristales se muestran
oxidados, fracturados y en algunos casos alterándose a sericita. (Figura 3:4b).
Figura 3:4 Muestra GAB-A-01. Vista al microscopio (objetivo 10x) con luz polarizada. a: Fenocristal de plagioclasa, con opacos incluidos y rodeado de micro-cristales de plagioclasas, piroxenos y opacos. b: Fenocristal de plagioclasa, se la observa zonada, fracturada y oxidada. Abreviaciones: plg: plagioclasas, cpx: clinopiroxeno.
Los cristales de piroxenos representan el 20% vol. de la muestra, dominando los
clinopiroxenos (13% vol.) sobre los ortopiroxenos (7% vol.). Estos cristales se
muestran pleocroicos, subhedrales a euhedrales, de formas tabulares y
prismáticos (Figura 3:5-a). Es común observar, especialmente en los cristales de
clinopiroxenos, zonación sectorial y macla Carlsbad. Los intercrecimientos entre
piroxenos son comunes. Varios cristales (generalmente los de mayor tamaño)
presentan bordes agrietados, redondeados y/o reabsorbidos (Figura 3:5-b). El
espacio entre plagioclasas frecuentemente está ocupado por uno o por varios
cristales de piroxenos, dándole una textura intergranular a la muestra (Figura 3:3-
b). En general los piroxenos están fracturados y oxidados (Figura 3:5), e incluso
algunos están cloritizándose.
En esta muestra los opacos representan el 5% vol., se los observa cuadrados,
redondeadas y en menor proporción en forma de agujas dentro de la matriz.
Están asociados con los piroxenos o incluidos en ellos.
La matriz (40% vol.) se presenta principalmente compuesta por cristales
anhedrales de plagioclasas en forma de agujas, piroxenos y material vítreo de
color café y aspecto polvorulento. Como parte de la matriz también se observan
oxidaciones de Fe de color ocre y dispersas por toda la muestra.
96
Como minerales traza, es importante la presencia de apatito y zircón, en formas
tabulares y generalmente incluidos dentro de plagioclasas.
Figura 3:5 Muestra GAB-A-01. Vista al microscopio (objetivo 10x) con luz natural (a) y con luz polarizada (b). Se observa un fenocristal de Ortopiroxeno, fracturado, intercrecido con clinopiroxenos zonados y maclados. Abreviaciones: plg: plagioclasas, opx: ortopiroxeno, cpx: clinopiroxeno.
En resumen, la asociación mineral de la muestra GAB-A-01, por el orden de los
porcentajes en volumen es: Plagioclasa >> Clinopiroxeno + Ortopiroxeno >
Opacos ± Zircón ± Apatito.
3.1.2 MUESTRAS DE LA FORMACIÓN PISQUE – MIEMBRO CASITAHUA
El Miembro Casitahua (Capítulo 2) ha sido caracterizado petrográficamente en
base a once muestras tomadas a lo largo de la Elevación Calderón – Catequilla,
incluyendo en este grupo las muestras recolectadas en las canteras de los Domos
Catequilla y Pacpo (Figura 3:1). Petrográfica y químicamente (detalles en el
subcapítulo 3.2) estas muestras pueden ser sub-agrupadas en andesitas y dacitas,
cuyas características petrográficas se muestran a continuación.
3.1.2.1 Andesitas de la Formación Pisque – Miembro Casitahua
La integran ocho (C2-3, CAT-01, D35P04M3, D36P03M2, D36P04M2, D36P06M2,
D38P01, S/N) de las once muestras recolectadas para el Miembro Casitahua, las
que principalmente han sido muestreadas en las Canteras 1 y 4 y en la Cantera
del Domo Catequilla (Figura 3:1).
Microscópicamente, se observa que las plagioclasas son los fenocristales
dominantes y que la serie se caracteriza por una importante presencia de cristales
97
de piroxenos (ortopiroxenos > clinopiroxenos), una escasa o nula presencia de
cristales de anfíbol (Figura 3:6) y como mineral accesorio, cristales de apatito.
Figura 3:6 Histograma de distribución de los porcentajes en volumen (% vol.) obtenidos para los fenocristales y matriz de las muestra de las series andesíticas del Miembro Casitahua, presentando distribuciones muy similares entre si.
Texturalmente las muestras son porfiríticas, con un porcentaje en volumen de
fenocristales variando entre el 30% y el 50%, presentan cristales inequigranulares
de plagioclasas, piroxenos, opacos y escasamente anfíbol, distribuidos
aleatoriamente en una matriz hipocristalina formada por vidrio, microcristales de
plagioclasas y opacos (Figura 3:7).
Figura 3:7 Muestras S/N (a) y D36P03M2 (b). Vista al microscopio (objetivo 5x), con luz polarizada. Muestras con textura porfirítica, los fenocristales varían entre el 20% vol. (a) y el 50% vol. (b).
Los cristales de plagioclasas son los fenocristales más abundantes, con
porcentajes en volumen que van del 15% al 36%. Se presentan como cristales
euhedrales - subhedrales de formas tabulares (mayoritariamente), cuadrangulares
98
y triangulares (Figura 3:8). Son comunes los cristales con maclas de tipo Carlsbad
y en menor proporción de tipo Polisintética. Las zonaciones composicionales son
frecuentes en las plagioclasas de este grupo. Algunas plagioclasas presentan
intercrecimientos con otras plagioclasas (Figura 3:8-a), y en menor proporción con
piroxenos. Varios cristales (generalmente aquellos de tamaños ! 500µm) tienen
textura de colador (corazones esponjosos), así como bordes redondeados y/o
bordes reabsorbidos (Figura 3:8-b). Las plagioclasas que albergan cristales de
piroxenos (textura poikilítica) son escasas. (Figura 3:8-c). En general lucen
frescas aunque fracturadas. En las láminas se pueden reconocer, a grosso modo,
cuatro generaciones de fenocristales de plagioclasas, con longitudes cercanas a
las 1000µm, 600µm, 300µm y 100µm.
Figura 3:8 Muestras C2-3 (a), D36P04M2 (b) y S/N (3). Vista al microscopio (objetivo 5x en a y c y objetivo 10x en b). a: Cristales de plagioclasas intercrecidas. b: Cristales de plagioclasas con textura de colador, bordes redondeados y reabsorbidos. c: Cristales de plagioclasas con textura poikilítica. Abreviaciones: plg: plagioclasas, cpx: clinopiroxeno.
Los piroxenos en estas muestras se encuentran en porcentajes en volumen que
van del 8% al 12%, predominando los ortopiroxenos (5% - 7%) sobre los
clinopiroxenos (3 - 5%). Se presentan en formas subhedrales - anhedrales,
99
tabulares y prismáticas, varios cristales se encuentran con macla tipo Carlsbad y
zonados sectorial y concéntricamente (Figura 3:9-b). Comúnmente se los
observan intercrecidos con otros piroxenos (Figura 3:9-a) y con pequeñas coronas
de reacción (especialmente en clinopiroxenos). Los piroxenos con bordes
redondeados y/o bordes reabsorbidos son frecuentes. En algunos de los cristales
de mayor tamaño (~800µm) se observan texturas de colador (corazones
esponjosos) (Figura 3:9-b). Se presentan en longitudes cercanas a las 800µm,
400µm y 100µm, siendo los ortopiroxenos los de mayor tamaño.
Figura 3:9 Muestras D35P04M3 (a) y D36P06M2 (b). Vista al microscopio (objetivo 10x), con luz polarizada. Cristales de piroxenos intercrecidos, fracturados, maclados y zonados. Abreviaciones: plg: plagioclasas, prx: piroxeno, cpx: clinopiroxeno, opc: opaco.
El anfíbol es escaso o nulo (0 – 4%) en las muestras, se presenta formando
cristales subhedrales, tabulares (mayoritariamente) y romboidales en sus
secciones basales. A la mayoría de cristales se los observa con bordes
redondeados, bordes reabsorbidos y/o presentando coronas de reacción
formadas por óxidos opacos (Figura 3:10-b), en menor proporción también se
observa anfíboles rodeados por halos compuestos de micro-cristales de
plagioclasas (Figura 3:10-a). Algunos anfíboles se encuentran parcial o totalmente
reemplazados por óxidos opacos (Figura 3:10-a), lo que podría asociarse con una
deshidratación durante la extrusión del magma debido al descenso en la presión y
a un aumento relativo en la temperatura (Gill, 1981) o con altas tasas de
enfriamiento, debidas a un asenso muy rápido del magma desde su zona de
equilibrio. En general están fracturados y presentan tamaños entre las 500µm y
100µm, con algunos cristales con longitudes cercanas a las 1000µm.
100
Figura 3:10 Muestras C2-3 (a) y D35P04M3 (b). Vista al microscopio (objetivo 10x), con luz natural. a:
Fenocristal de anfíbol con corona de reacción formada de minerales opacos, rodeada por un halo de micro-cristales de plagioclasas. b: Fenocristal de anfíbol fracturado, con bordes redondeados, reabsorbidos y con corona de reacción. Abreviaciones: plg: plagioclasas, anf: anfíbol, opc: opaco.
Los minerales opacos representan aproximadamente el 2% vol. en las muestras,
generalmente son de formas cuadrangulares, tabulares y a manera de corona
alrededor de anfíboles y escasamente alrededor de piroxenos. Varios cristales
opacos muestran un hábito típico de anfíbol, lo que sugiere que cristales de
anfíboles han sido reemplazados por óxidos opacos (Figura 3:11-a). En general
se los encuentra asociados con piroxenos y plagioclasas o incluidos dentro de
ellos (Figura 3:11-b). Se los observa en tamaños entre las 500µm y 150µm.
Figura 3:11 Vista al microscopio (objetivo 10x), con luz natural, de las muestras CAT-01 (a) y D36P04M2 (b). a: Cristales de anfíbol completamente reemplazados por minerales opacos. b: Minerales opacos incluidos en cristales de clinopiroxeno. Abreviaciones: cpx: clinopiroxeno, anf: anfíbol, opc: opaco.
La matriz representa entre el 50% y 70% vol. de las muestras, se presenta
hipocristalina, en algunas láminas muestra una textura traquítica (Figura 3:12-a),
101
mientras que en otras se presentan pilotaxítica (Figura 3:12-b). Está compuesta
por cristales de plagioclasas rectangulares y en forma de agujas con tamaños
cercanos a las 50µm, 30µm y 10µm (Figura 3:12-a), acompañadas por cristales
anhedrales de piroxenos y algunos cristales opacos, los que se encuentran
intercalados con material vítreo de color café y de aspecto pulvurelento que
generalmente forma la mayor parte de la matriz. Oxidaciones de Fe de colores
ocres se encuentran dispersas en la matriz de algunas láminas (Figura 3:12-b).
Figura 3:12 Muestras CAT-01 (a) y D36P06M2 (b) Vista al microscopio (objetivo 20x), con luz natural. a: Matriz hipocristalina de textura traquítica. b: Matriz predominantemente formada de vidrio con oxidaciones comúnmente presentes. Abreviación: plg: plagioclasa.
Como mineral traza en las muestras es importante citar la presencia de cristales
tabulares de apatito incluidos en las plagioclasas y como parte de la matriz.
En resumen, la asociación mineral de las muestras que integran esta serie, por el
orden de los porcentajes en volumen es: Plagioclasa >> Ortopiroxeno +
Clinopiroxeno ± Anfíbol > Opacos ± Apatito
Trabajos previos como los de Cornejo (1980) y Andrade (2002) presentan
descripciones mineralógicas de lavas asociadas con el Volcán Casitahua muy
similares a las obtenidas para estas andesitas en este estudio.
3.1.2.2 Dacitas de la Formación Pisque – Miembro Casitahua
Integran esta serie tres (C3, DP-01-C, DP-01-X) de las once muestras tomadas
para el Miembro Casitahua, muestreadas en la Cantera del Domo Pacpo y en la
Cantera 4 (Figura 3:1).
102
Las muestras recolectadas corresponden exclusivamente a lavas dacíticas
pertenecientes al Domo Pacpo (C3 y DP-01-C) y al tipo de xenolito más
comúnmente observado dentro de estas lavas (DP-01-X).
Microscópicamente, en las muestras de las lavas dacíticas el fenocristal
dominante es la plagioclasa, seguida de un importante porcentaje en volumen de
anfíbol, los piroxenos están presentes dentro de las muestras en pequeños
porcentajes, mientras que se observan escasos cristales de cuarzo (Figura 3:13).
Por otro lado, el xenolito (DP-01-X) se presenta como un cumulato de cristales de
plagioclasas, anfíboles oxidados y de minerales opacos, con una muy alta
porosidad. (Figura 3:13).
Figura 3:13 Histogramas de distribución de los porcentajes en volumen (% vol.) obtenidos para los fenocristales y matriz de las muestras de lavas dacíticas (C3 y DP-01-C) del Miembro Casitahua (a) y para la muestra de xenolito (DP-01-X) (b) mas común.
Texturalmente, las muestras de las lavas dacíticas se presentan porfiríticas, con
fenocristales inequigranulares de plagioclasas, anfíbol, piroxenos, opacos y muy
escasamente cuarzo, distribuidos dentro de una matriz hipocristalina que forma
entre 65 y 70% vol. en estas muestras (Figura 3:13) (Figura 3:14-a).
En la lámina del xenolito sólo se observan cristales de plagioclasas, anfíboles
completamente oxidados y opacos, con material intersticial (45% vol.) compuesto
principalmente de microcristales de plagioclasas, se presenta altamente porosa
(20% vol.) (Figura 3:14-b).
Los fenocristales de plagioclasas dentro de las muestras de esta serie,
representan entre el 18% y 20% vol.
103
Figura 3:14 Muestras C3 (a) y DP-01-X (b). Vista al microscopio (objetivo 5x), con luz polarizada.
En las muestras de las lavas dacíticas las plagioclasas se presentan como
cristales euhedrales – subhedrales, mayoritariamente tabulares, con maclas tipo
Carlsbad y Polisintéticas, así como composicionalmente zonadas (Figura 3:15-a).
Intercrecimientos entre cristales de plagioclasas son observados de forma común
(Figura 3:15-a), mientras que los cristales con texturas de colador (corazones
esponjosos) son escasos. Varias plagioclasas presentan bordes redondeados y/o
bordes reabsorbidos (Figura 3:15-a), mostrándose en general frescas y poco
fracturadas (Figura 3:15-a). Se reconocen cuatro generaciones de plagioclasas
que presentan tamaños aproximados de 1000µm, 600µm, 300µm y 100µm
En la muestra del xenolito los cristales de plagioclasas lucen subhedrales,
tabulares y en menor proporción cuadrangulares. Generalmente se las observa
con macla tipo Carlsbad, siendo muy raras las plagioclasas macladas
polisintéticamente o zonadas (Figura 3:15-b). Es común encontrar cristales de
plagioclasas oxidadas y fracturadas, así como con bordes redondeados,
agrietados y reabsorbidos (Figura 3:15-b). En estas muestras se reconocen dos
generaciones, con tamaños aproximados de 1000µm y 500µm (Figura 3:15).
104
Figura 3:15 Muestras C3 (a) y DP-01-X (b). Vista al microscopio (objetico 5x), con luz polarizada. a:
Cristales de plagioclasas, intercrecidos y maclados dentro de una matriz hipocristalina. b: Cristales de plagioclasas fracturados, anfíboles oxidados y opacos, rodeados de material intersticial y poros. Abreviaciones: plg: plagioclasa, anf: anfíbol, opc: opaco.
En las muestras de lavas (C3 y DP-01-C) los anfíboles están frescos y oxidados,
son los fenocristales más abundantes, después de las plagioclasas, con
porcentajes en volumen entre el 5 y 7%. Son subhedrales de formas tabulares y
romboidales en sus secciones basales (Figura 3:16-a). Varios de los fenocristales
presentan coronas de reacción formadas por óxidos opacos (Figura 3:16-a), o se
encuentran parcial o totalmente reemplazados por óxidos opacos (Figura 3:16-b),
lo que podría asociarse con una deshidratación durante la extrusión del magma
debido al descenso en la presión y a un aumento relativo en la temperatura (Gill,
1981). Son comunes los cristales con bordes redondeados y/o bordes
reabsorbidos (Figura 3:16-a). Distinguiéndose cristales de 500µm y 200µm.
Figura 3:16 Muestras C3 (a) y DP-01-C (b). Vista al microscopio (objetivo 10x), con luz natural. a: Cristales de anfíbol con bordes reabsorbidos y corona de reacción de óxidos opacos. b: Cristales de anfíbol siendo parcial o totalmente reemplazados por óxidos opacos. Abreviaciones: anf: anfíbol, opc: opaco.
105
Cristales de piroxenos no están presentes en el xenolito y sólo se observan en las
muestras correspondientes a las lavas dacíticas, donde presentan porcentajes en
volumen que van del 3% al 5%, con un predominio de los ortopiroxenos sobre los
de clinopiroxenos. En estas muestras (C3 y DP-01-C) se observan cristales de
piroxenos de formas subhedrales y anhedrales, tabulares y prismáticas. Varios se
presentan maclados de manera simple. Es frecuente encontrar piroxenos con
pequeñas coronas de reacción, bordes redondeados y/o bordes reabsorbidos. No
se los observa alterados, aunque se muestran fracturados. Se los encuentra en
tamaños entre las 300µm y 200µm.
Los minerales opacos representan entre el 2% y 3% en volumen de las muestras
de lavas dacíticas (Figura 3:13 y Figura 3:14-a) y el 15% en volumen en la
muestra del xenolito (Figuras 3:13 y 3:14-b), luciendo en general formas tabulares
y en menor medida como cuadrados. Se los encuentra en las muestras de lava
dacíticas asociados o incluidos a cristales de piroxenos y plagioclasas y también a
manera de corona en anfíboles. Minerales opacos con hábitos típicos de anfíbol
(Figura 3:17) son comunes en las muestras de lava, pero son mayoritarios en la
muestra del xenolito, lo que sugiere que cristales de anfíboles han sido
reemplazados totalmente por óxidos opacos. Dentro de las muestras de lavas
dacíticas los opacos exhiben tamaños cercanos a las 200µm y 50µm, mientras
que en la muestra del xenolito están entre las 1000µm, 600µm y 200µm.
Figura 3:17 Muestra DP-01-C. Vista al microscopio (objetivo10x), con luz polarizada. Minerales opacos con hábito de anfíbol. Abreviaciones: plg: plagioclasa, anf: anfíbol, opc: opaco.
106
La matriz en las muestras de lavas dacíticas representa entre el 60% y 70% vol.,
presentándose hipocristalina, con una textura traquítica (Figura 3:18-a),
compuesta por cristales de plagioclasas rectangulares y en forma de agujas, de
tamaños cercanos a las 50µm, 30µm y 10µm, acompañados por cristales
anhedrales de anfíboles, cristales de minerales opacos y oxidaciones de Fe de
color ocre, los cuales se encuentran dentro de material vítreo de color café y de
aspecto pulvurelento (Figura 3:18-a).
Figura 3:18 Muestras C3 (a) y DP-01-X (b). Vista al microscopio (objetivo 20x), con luz polarizada. Se presentan los diferentes tipos de matriz encontrados en las muestras. Abreviación: plg: plagioclasa.
Dentro del xenolito el material intersticial representa el 45% vol. de esta muestra,
la cual está principalmente compuesta por criptocristales de plagioclasas en
formas de agujas, alineadas preferencialmente, lo que le da un aspecto textural
traquítico (Figura 3:18-b).
Los cristales de cuarzo se presentan como accesorios en las lavas dacíticas,
representando ocasionalmente hasta el 1% vol. Estos cristales se presentan en
formas anhedrales, con bordes redondeados, reabsorbidos y fracturados (Figura
3:19). Es frecuente encontrarlos albergando minerales opacos, al igual que
presentando bahías y en tamaños cercanos a las 200µm.
Otro mineral traza importante dentro de las muestras de lavas es el apatito,
presente en forma de cristales tabulares, incluidos dentro de las plagioclasas y
dispersos en la matriz.
107
Figura 3:19 Muestras C3. Vista al microscopio (objetivo 10x), con luz polarizada. Cristal de cuarzo presentando bordes redondeados y bahía. Abreviaciones: plg: plagioclasa, qz: cuarzo.
En resumen, la asociación mineral para las muestras correspondientes a las lavas
dacíticas, por el orden de los porcentajes en volumen es: Plagioclasa >> Anfíbol +
Ortopiroxeno + Clinopiroxeno > Opacos ± Cuarzo ± Apatito.
Mientras que la asociación mineral para el xenolito, presente en las lavas, por el
orden de los porcentajes en volumen es: Plagioclasa + Anfíbol oxidado + Opacos.
3.2 CARACTERIZACIONES GEOQUÍMICAS Y
GEOCRONOLÓGICAS
Para caracterizar químicamente las principales formaciones volcánicas, en este
estudio, se analizaron veinte y cuatro muestras de lavas, cuatro muestras de
pómez y una muestra de escoria (29 en total), recolectadas dentro y fuera de la
zona de estudio (Figura 3:20). De este grupo, posteriormente se seleccionó y dató
con el método K-Ar cinco muestras (Tabla 3:1).
Todos los análisis químicos se realizaron en el Laboratorio de Petrología de la
Universidad de Bretaña Occidental (Brest – Francia), para lo cual, de cada
muestra se obtuvieron ~20g de roca pulverizada. Para esto, las muestras fueron
trituradas con ayuda de un mortero tipo Abish (manual), para posteriormente,
mediante un molino de ágata Retsch RM200 (tiempo aproximado de molienda: 20
min), ser fraccionadas y homogeneizadas.
Los contenidos de óxidos mayores y elementos trazas se obtuvieron mediante
ICP-AES (inductively coupled plasma-atomic emission spectroscopy), excepto
para Rb, el cual fue determinado por espectrometría a la llama (flame AES),
108
según lo detallado por Cotten et al. (1995). Las desviaciones estándares relativas
son del 1% para el SiO2 y del 2% para los otros elementos mayores, a excepción
de aquellos con concentraciones bajas (<0.05%), para los cuáles la desviación
estándar absoluta es del 0.01%. Para los elementos trazas, la desviación
estándar relativa es cercana al 5%, excepto para Er (cercana al 20%).
(Samaniego et al., 2009).
Figura 3:20 Mapa de ubicación de las muestras seleccionadas para análisis químicos y dataciones.
109
En los análisis químicos (Anexo 3), los óxidos mayores (SiO2, TiO2, Al2O3, Fe2O3,
MnO, MgO, CaO, Na2O, K2O y P2O5) están en porcentajes en peso ( wt.%). Junto
a ellos, se incluye un estimado del total del contenido de volátiles secundarios
(LOI – loss on ignition), cuyo valor puede ser utilizado como una forma de
monitorear los productos de alteración incorporados en procesos post-
magmáticos, como la alteración hidrotermal o la meteorización. (Gill, 2010)
Una práctica necesaria es recalcular el porcentaje de óxidos mayores a una forma
libre de volátiles secundarios (sin LOI), antes de analizar los datos químicos de
las rocas volcánicas, ya que el ingreso de volátiles secundarios disminuye la
concentración de los óxidos mayores (Figura 3:21) (Gill, 2010). Esto se hace
multiplicando la concentración (wt.%) de cada óxido mayor por el factor:
!""!!!"!!!!"!#$! !"!! ! !"#!!!"!!!
[modificado de Gill (2010)]
Figura 3:21 Esquema de concentraciones hipotéticas de algunos óxidos mayores antes y después de recalcularlos sin volátiles. Modificado de Gill (2010).
Por tal motivo, los porcentajes en peso (wt.%) de cada óxido mayor, se
recalcularon al 100% libre de volátiles (sin LOI) y se los expresará de esa forma.
Las concentraciones de elementos en trazas están dadas en ppm (partes por
millón), con veinte y un elementos en traza por análisis, en los que se encuentran
tres elementos del Grupo del K (Rb, Sr, Ba), tres elementos de tierras raras
livianas (L-REE: La, Ce, Nd), tres elementos de tierras raras medianas (M-REE:
Sm, Eu, Gd), tres elementos de tierras raras pesadas (H-REE: Dy, Er, Yb), un
110
elemento de transición (Y), que generalmente se comporta como elemento
incompatible, asemejándose a los elementos de tierras raras pesadas (Wilson,
1989), un elemento del Grupo del Th (Th), dos elementos del Grupo del Ti o HFS
(high field strength) ( Zr, Nb) y cinco elementos compatibles (Ni, Co, Cr, V, Sc).
Cinco muestras (Tabla 3:1) fueron datadas por el Dr. Xavier Quidelleur en el
Laboratorio de Geocronología Multi-técnicas de la Universidad de París XI
(Francia) (Anexo 4), usando la técnica K-Ar Cassignol-Gillot. Esta técnica permite
tener exactitud al datar rocas volcánicas, tanto jóvenes como viejas, incluso en
muestras con bajo contenido de Argón radiogénico (Cassignol y Gillot, 1982).
Las muestras fueron agrupadas siguiendo la estratigrafía definida en el Capítulo 2,
con una muestra analizada químicamente y datada en la Formación Pisque –
Miembros Inferiores, veinte y tres muestras analizadas químicamente y dos
datadas en la Formación Pisque – Miembro Casitahua, una muestra analizada
químicamente y datada en la Formación San Miguel y cuatro muestras analizadas
químicamente y una datada en la Formación Mojanda Fuya-Fuya. (Tabla 3:1)
3.2.1 CARACTERIZACIONES GEOQUÍMICA Y GEOCRONOLÓGICA DE LA
MUESTRA GAB-A-01 FORMACIÓN PISQUE – MIEMBROS INFERIORES
Antes de comenzar con la caracterización química de la muestra GAB-A-01, se
debe tomar en cuenta que:
• Dentro de la Formación Pisque – Miembros Inferiores, el análisis químico
de la muestra GAB-A-01 es el único que se tiene, por lo que la
caracterización de la misma puede no ser representativa del miembro.
• Petrográficamente, en la muestra GAB-A-01 se observa una gran cantidad
de fenocristales (60 %vol.).
• La muestra GAB-A-01 presenta un alto LOI (3.49 wt.%) con respecto al
porcentaje en peso de SiO2 (50.9 %, total al 100% con volátiles).
Químicamente, la muestra GAB-A-01 se define como una andesita básica de 53.7
wt.% SiO2, con un contenido de MgO del 5.7 wt.% y de K2O del 1.48 wt.%. De
acuerdo al diagrama de Peccerillo y Taylor (1976), se ubica entre el límite de las
series calco-alcalinas y calco-alcalinas de alto K. (Figura 3.22-a).
111
Para mejorar la caracterización química de este roca (GAB-A-01), y con el fin de
determinar más acertadamente su origen, se la comparó con algunas muestras de
las Unidades Pallatanga (plateau oceánico) y Macuchi (arco de islas), definidas
por Hughes y Pilatasig (2002) y Keer et al. (2002), y cuyos análisis químicos
constan en dichos trabajos. Aparte, también se la comparó con rocas del Arco
Continental Cuaternario, aproximadamente contemporáneas y de edificios
cercanos, como las del Complejo Volcánico Pichincha (muestras: PICH11C – El
Cinto, PICH 70B – Rucu Pichincha; Samaniego et al., 2009), Complejo Volcánico
Mojanda Fuya-Fuya (MOJ 69 – Mojanda Basal; Robin et al., 2009), Volcán
Casitahua (CASI-1-L4/5; este estudio), Domo Catequilla (CAT-L-2; este estudio) y
Domo Pacpo (DP-01-C; este estudio); hay que tomar en cuenta que estos análisis
químicos se han realizado en diferentes laboratorios y con distintas técnicas,
pudiendo presentar diferencias analíticas.
Los análisis químicos tomados de Hughes y Pilatasig (2002) y Keer et al. (2002),
muestran que las rocas de la Unidad Pallatanga tienen afinidad toleítica (Figura
3:22-a), con un rango de variación del SiO2 entre el 48.4 wt.% y el 51.83 wt.%, del
MgO entre 5.48 wt.% y 10.22 wt.% y con un K2O menor al 0.5 wt.%, descartando,
que la muestra GAB-A-01 esté vinculada a esta serie (Figura 3:22). Las rocas de
la Unidad Macuchi forman series toleíticas y calco-alcalinas (Figura 3:22-a), con
un rango de variación del SiO2 entre 50.47 wt.% y el 64.63 wt.%, del MgO entre el
2.58 wt.% y el 11.37 wt.% y del K2O entre 0.10 wt.% y 1.69 wt.%, mientras que las
muestras del Arco Continental Cuaternario, seleccionadas de los trabajos de
Robin et al. (2009), Samaniego et al. (2009) y del presente estudio, forman una
serie calco-alcalina (Figura 3:22-a), mostrando en general una variación del SiO2
entre el 55.35 wt.% y el 67.77 wt.%, del MgO entre el 1.24 wt.% y el 7.75 wt.% y
del K2O entre el 0.92 wt.% y el 1.37 wt.%.
En los gráficos multi-elementales (normalizados con respecto a la composición del
manto primitivo), la muestra GAB-A-01 presenta un espectro similar al de las
series de la Unidad Macuchi y del Arco Continental Cuaternario (Figura 3:22- c y
d), pero especialmente enriquecida en Th, K, Nb, La, Ce, P, Nd, Zr y Ti,
adicionalmente en M-REE y H-REE en comparación con las rocas del Arco
Continental Cuaternario (Figura 3:22-d). La serie correspondiente a la Unidad
112
Pallatanga (Figura 3:22-b) contrasta fuertemente con el resto, ya que presenta un
gradiente relativamente horizontal, lo cual es típico de basaltos oceánicos
pobremente evolucionados (Wilson, 1989).
Figura 3:22 a) Diagrama de clasificación química de las rocas volcánicas, según Peccerillo y Taylor
(1976). b) Diagrama multi-elemental de la Unidad Pallatanga (Hughes y Pilatasig, 2002, Keer et al., 2002) y de la muestra GAB-A-01, normalizadas con respecto a la composición del Manto Primitivo (datos del Manto Primitivo tomados de Sun y McDonough, 1989). c) Diagrama multi-elemental de la Unidad Macuchi (Hughes y Pilatasig, 2002, Keer et al., 2002) y de la muestra GAB-A-01, normalizadas con respecto a la composición del Manto Primitivo (datos del Manto Primitivo tomados de Sun y McDonough, 1989). d) Diagrama multi-elemental comparando la muestra GAB-A-01 con rocas del Arco Continental Cuaternario, seleccionadas de Robin et al., 2009, Samaniego et al. (2009) y del presente estudio, normalizadas con respecto a la composición del Manto Primitivo (datos del Manto Primitivo tomados de Sun y McDonough, 1989).
Los diagramas de variación Harker (wt.% óxido mayor vs. wt.% SiO2), presentan a
la muestra GAB-A-01 puntualmente enriquecida en: TiO2 (1.55 wt.%) (Figura 3:23)
con respecto a las muestras de la Unidad Macuchi y las del Arco Continental
Cuaternario [las rocas formadas a partir de magmas originados en márgenes
convergentes raramente tienen TiO2 > 1.3 wt.%, Gill (1981)], empobrecida en
Al2O3 (15.38 wt.%) (Figura 3:23) en comparación con las muestras del Arco
113
Continental Cuaternario y enriquecida en K2O (1.48 wt.%) (Figura 3:23) y P2O5
(0.41 wt.%) (Figura 3:23) en comparación con todas las demás muestras. Las
Unidades Pallatanga y Macuchi, así como las muestras del Arco Continental
Cuaternario, forman series muy dispersas, de las cuáles no se puede diferenciar o
agrupar a la muestra GAB-A-01 (Figura 3:23).
Figura 3:23 Diagramas de variación Harker para TiO2, Al2O3, K2O y P2O5. Se observan series dispersas.
Al comparar los elementos del Grupo del K vs. wt.% SiO2, se observa que la
muestra GAB-A-01 puntualmente se encuentra enriquecida en Rb y Ba (Figura
3:24), en relación a las muestras de las Unidades Pallatanga y Macuchi y las
rocas del Arco Continental Cuaternario. También GAB-A-01 se presenta
empobrecida en Sr (Figura 3:24) en relación con las rocas del Arco Continental
Cuaternario. Asimismo esta muestra (GAB-A-01) está enriquecida en elementos
de tierras raras, Y, Th (Figura 3:24) y elementos del Grupo del Ti (Zr, Nb).
114
En los diagramas de variación de los elementos Co, V y Sc ploteados vs. wt.%
SiO2, la muestra GAB-A-01 se presenta (generalmente) empobrecida en dichos
elementos, en relación a rocas de similar wt.% SiO2 de las Unidades Pallatanga y
Macuchi, y se ajusta mejor a la tendencia que forman las rocas del Arco
Continental Cuaternario, esta tendencia se correlaciona de forma negativa ante el
wt.% SiO2. En el diagrama del Sc (Figura 3:24), el total de las muestras forman
tres diferentes trenes: 1) las muestras de la Unidad Pallatanga presentan un
fuerte empobrecimiento en Sc frente a un ligero aumento en el contenido de SiO2
(Figura 3:24), 2) las muestras de la Unidad Macuchi tienen un ligero
empobrecimiento en la concentración de Sc con respecto a un notable aumento
en el contenido de SiO2 (Figura 3:24) y 3) la muestra GAB-A-01 y las rocas del
Arco Continental Cuaternario muestran una gran disminución de Sc en relación a
un gran aumento en el contenido de SiO2 (Figura 3:24).
Figura 3:24 Diagramas de variación de los elementos en traza Ba, Sr, Th y Sc vs. wt.% SiO2.
115
Gill (1981) argumenta en su trabajo que razones entre elementos altamente
incompatibles, no cambian apreciablemente durante procesos de fusión o
fraccionamiento, por lo que al utilizar estas razones podemos conocer
relativamente bien la composición de la fuente. La razón La/Yb es un indicador de
la pendiente que forman los elementos de tierras raras (REE) y razones entre los
elementos Zr, Nb e Y minimizan los efectos de la contaminación crustal ya que, al
ser elementos HFS permanecen relativamente inmóviles ante la meteorización, la
alteración y el metamorfismo de bajo grado (Fitton et al., 1997).
Con justificación en lo mencionado arriba, se utilizarán razones elementales para
mejorar la caracterización química de la muestra GAB-A-01 y de las muestras de
las Unidades Pallatanga y Macuchi, así como de las rocas del Arco Continental
Cuaternario.
La relación La/Yb para las muestras de las Unidades Pallatanga y Macuchi en
general es menor a tres (3), mientras que las rocas del Arco Continental
Cuaternario presentan una relación mayor a cinco. En el diagrama La/Yb vs. Sc
(Figura 3:25) se observa que la muestra GAB-A-01 cae dentro del campo que
forman las rocas del Arco Continental Cuaternario, con una relación La/Yb de
~6.3. Un comportamiento similar se observa en el diagrama La/Yb vs. La/Sm
(Figura 3:25), donde la relación La/Sm, para las rocas del Arco Continental
Cuaternario y de la muestra GAB-A-01 es mayor a 3. Relaciones de tipo EC/EGK
(Elementos Compatibles/Elementos del Grupo del K), también agrupan en una
misma serie a la muestra GAB-A-01 y a las rocas del Arco Continental.
Asimismo, en diagramas con razones Zr/Nb, Zr/Y y Nb/Y, la muestra GAB-A-01 y
a las rocas del Arco Continental Cuaternario se agrupan en una misma serie
(Figura 3:25), diferenciándose claramente de las series formadas por las muestras
de las Unidades Pallatanga y Macuchi.
Con base a lo expuesto anteriormente se puede sugerir que la muestra GAB-A-01
es una roca de Arco Continental.
La muestra GAB-A-01 fue datada en 1152 ± 30 ka, utilizando plagioclasas y
usando la técnica K-Ar Cassignol-Gillot detallada en Cassignol y Gillot (1982)
(Anexo 4).
116
Figura 3:25 Relaciones Sc vs. La/Yb, La/Sm vs. La/Yb, Co vs. Zr/Y y Zr/Nb vs. Nb/Y, donde se observa que la muestra GAB-A-01 tiende a la serie que forman las rocas del Arco Continental Cuaternario.
3.2.2 CARACTERIZACIONES GEOQUÍMICAS Y GEOCRONOLÓGICAS DE
LA FORMACIÓN PISQUE – MIEMBRO CASITAHUA
La caracterización química del Miembro Casitahua se la hizo en base a los
análisis químicos de veinte y tres rocas (Tabla 3:1), provenientes del Volcán
Casitahua, el Domo Pacpo y el Domo Catequilla. Estas muestras fueron
recolectadas dentro y fuera de la zona de estudio (Figura 3:20). Adicionalmente,
se tomaron cinco análisis químicos (MMP-1, PUL-15, PUL-17, PUL-41, PUL-42)
de Andrade (2002), de muestras asociadas al Volcán Casitahua y recolectadas en
su flanco N.
Las rocas pertenecientes al Volcán Casitahua se recolectaron en los flancos Sur-
Oriental y Oriental de dicho volcán (VOLCÁN CASITAHUA en Figura 3:26).
Químicamente están definidas como andesitas y andesitas ácidas y en menor
proporción dacitas, con wt.% SiO2 variando entre el 58.83% y el 61.92% [aunque
117
Andrade (2002) reporta dacitas del Volcán Casitahua con hasta 63.96 wt.% SiO2
(PUL-41)], wt.% MgO entre 3.15% y 4.70% y wt.% K2O variando entre 0.99% y
1.22%. Las muestras del Volcán Casitahua forman, en el diagrama de Peccerillo y
Taylor (1976), una serie calco-alcalina. (Figura 3:26-a).
Las muestras recolectadas en las Canteras 1 y 2 (Figura 1:11) estratigráficamente
están asociadas con el Volcán Casitahua (Miembros Casitahua, Capítulo 2).
Petrográficamente también se presentan similares a rocas reportadas en el
Volcán Casitahua (Subcapítulo 3:1). Químicamente (VC-Cantera1 y VC-Cantera2
en Figura 3:26) presentan un rango de variación del SiO2 entre el 60.40 wt.% y el
62.96 wt.%, del MgO entre 2.87 wt.% y 3.86 wt.% y con un K2O entre 0.99 wt.% y
1.26 wt.%. En el diagrama de Peccerillo y Taylor (1976) se las observa formando
una serie calco-alcalina (Figura 3.26-a).
Igualmente, el Domo Catequilla forma parte del Miembro Casitahua (Capítulo 2) y
sus lavas se presentan similares a aquellas del Volcán Casitahua (Subcapítulo
3:1). Químicamente son andesitas de afinidad calco-alcalina (DOMO
CATEQUILLA, Figura 3:26), de wt.% SiO2 variando entre el 60.95% y el 61.60%,
wt.% MgO entre 3.36% y 3.89% y wt.% K2O entre 1.03% y 1.11%.
El Domo Pacpo también es parte del Miembro Casitahua (Capítulo 2) y aunque
petrográficamente tenga diferencias con respecto a las rocas del Volcán
Casitahua (anfíbol como una fase mineral principal, escasos cristales de
piroxenos y cuarzo como mineral accesorio, Subcapítulo 3.1), químicamente se
correlacionan (detalles más adelante). Dentro del domo se pueden diferenciar
lavas dacíticas de afinidad calco-alcalina (DOMO PACPO, Figura 3:26), con un
SiO2 variando entre el 67.77 wt.% y el 67.97 wt.%, el MgO entre 1.18 wt.% y 1.24
wt.% y el K2O entre 1.35 wt.% y 1.37 wt.%. El xenolito observado más
frecuentemente dentro de estas lavas (DP-01-X) (XENOLITO EN LAS LAVAS
DEL DOMO PACPO, Figura 3:26), químicamente presenta 58 wt.% SiO2, 3.54
wt.% MgO y 0.73 wt.%, K2O, ubicándose en el campo de las andesitas básicas,
según el diagrama de Peccerillo y Taylor (1976) (Figura 3:26-a).
En los gráficos multi-elementales (normalizados con respecto a la composición del
manto primitivo), las muestras recolectadas se presentan muy similares entre sí
118
(Figura 3:26-b,c,d), sin embargo, se observan diferencias como que: 1) el xenolito
dentro de las lavas del Domo Pacpo (DP-01-X) presenta empobrecimientos en Rb,
Ba, Th, K, Zr y enriquecimientos en Ti, Dy e Yb (Figura 3:26-c), 2) las lavas del
Domo Pacpo (DP-01-C y C3) presentan enriquecimientos en Rb, Ba, Th, Nb, K,
La y Ce y empobrecidas en Ti (Figura 3:26-c) y 3) las muestras D36P04M2 y
D36P05M3 (VC-CANTERA1 en Figura 3:26) se presentan muy empobrecidas en
Nb.
Figura 3:26 a) Diagrama de clasificación química de las rocas volcánicas, según Peccerillo y Taylor (1976). b) Diagrama multi-elemental las rocas del Volcán Casitahua, normalizadas con respecto a la composición del Manto Primitivo (datos del Manto Primitivo tomados de Sun y McDonough, 1989). c) Diagrama multi-elemental de las rocas del Domo Pacpo, normalizadas con respecto a la composición del Manto Primitivo (datos del Manto Primitivo tomados de Sun y McDonough, 1989). d) Diagrama multi-elemental de las rocas del Domo Catequilla, normalizadas con respecto a la composición del Manto Primitivo (datos del Manto Primitivo tomados de Sun y McDonough, 1989).
En los diagramas de variación Harker (wt.% óxido mayor vs. wt.% SiO2) de varios
óxidos como el TiO2, Fe2O3, MgO y CaO (Figura 3:27) se observan que todas las
muestras (exceptuando a DP-01-X en el diagrama MgO vs. SiO2, Figura 3:27)
119
forman un solo tren. Este tren se correlaciona negativamente frente al SiO2. En
los diagrama del K2O y Na2O (Figura 3:27) también se observa que las muestras
se alinean en una sola serie, la cual se correlaciona positivamente frente al SiO2.
Figura 3:27 Diagramas de variación Harker para Fe2O3, MgO, CaO, Na2O.
En el diagrama Ba vs. SiO2 (Figura 3:28) las muestras forman un tren que se
correlaciona positivamente con el wt.% SiO2.
En diagramas de variación de los elementos Co, V y Sc ploteados vs. wt.% SiO2
(Figura 3:28), todas las muestras se agrupan formando un tren, el cual se
correlaciona de forma inversa respecto al wt.% SiO2. En ocasiones DP-01-X es la
única muestra que eventualmente sobre sale de esta serie (Sc, Figura 3:28).
Las lavas del Domo Pacpo y de su xenolito más frecuente (DP-01-X) se presentan
muy empobrecidas en Ni y Cr (Figura 3:28). En la literatura (e.g. Wilson, 1989;
Schiano et al., 2010; Chiaradia et al., 2011) se sugiere que fuertes
empobrecimientos en Ni y Cr son el resultado de un sostenido fraccionamiento de
120
olivino (Ni), clinopiroxeno (Cr) y espinela (Cr) en la diferenciación de líquidos
magmáticos basálticos.
Figura 3:28 Diagramas de variación de los elementos Ba, Sc, Cr y V vs. wt.% SiO2.
Para un elemento químico dado, presente en un magma, se define al coeficiente
de partición (D) como la relación entre la concentración del elemento en la fase
cristalina respecto a la concentración del elemento en la fase líquida del magma
(e.g. Wilson, 1989; Gill, 2010).
CH y CM están definidas como las concentraciones de elementos altamente
incompatibles (D " 0.01, e.g. Rb, Ba, Th) y elementos moderadamente
incompatibles (D " 0.1, e.g. Nd, Sm, Sr, Zr), respectivamente, medidas en la fase
líquida del magma (Schiano et al., 2009).
En relaciones CH/CM vs. CH, descritas en Shiano et al. (2010), se agrupan en un
solo tren las muestras del Volcán Casitahua y las rocas recolectadas en las
canteras 1 y 4 y en los Domos Catequilla y Pacpo (Figura 3:29). La serie formada
121
por este conjunto de rocas se correlaciona positivamente con respecto a CH
(Figura 3:29).
Figura 3:29 Relaciones CH/C
M vs. C
H, donde C
H = Rb, Ba y Th y C
M = Nd, Sr y Zr.
Razones entre elementos en traza, que presentan coeficientes de partición
contrastantes, por ejemplo elementos incompatibles (CI, D<1) y elementos
compatibles (CC, D>1) (e.g Ni, Co, Cr, V, Sc), también se utilizaran para mejorar
la caracterización de estas muestras.
En relaciones CI vs. CI/CC, descritas en Shiano et al. (2010), las muestras del
Volcán Casitahua y las rocas recolectadas en las canteras 1 y 4 y en los Domos
Catequilla y Pacpo forman un solo tren que sigue una trayectoria hiperbólica
(Figura 3:30). Este comportamiento ratifica que todas estas muestras forman
parte de una misma serie magmática.
122
Shiano et al. (2010) sugieren que en relaciones CI vs. CI/CC las trayectorias
hiperbólicas se dan en series magmáticas donde la mezcla de magmas fue el
principal proceso que controló su generación. Sin embargo, para la serie
magmática que forman las muestras del Volcán Casitahua y las rocas
recolectadas en las canteras 1 y 4 y en los Domos Catequilla y Pacpo,
empobrecimientos en MgO y elementos compatibles (e.g. Cr, Ni, V, Sc) presentes
en DP-01-X, pueden estar indicando que la petrogénesis de esta serie es mucho
más compleja.
Figura 3:30 Relaciones CI vs. C
I/C
C y relación C
C1/C
I vs. C
I/C
C2 donde C
I = C
H o C
M y C
C = Ni, Co, Cr, V o
Sc.
Al comparar mediante gráficos CH/CM vs. CH (Figura 3:31), a las muestras
anteriormente identificadas como parte de una misma serie magmática
relacionada con el Volcán Casitahua y a las rocas del Complejo Volcánico
Pululahua (Andrade, 2002) y del Complejo Volcánico Mojanda Fuya Fuya
(detalladas mas adelante) se observa que: 1) la serie del Volcán Casitahua es
123
fácilmente distinguible del tren del Complejo Volcánico Pululahua (Figura 3:31), 2)
las muestras del Complejo Volcánico Mojanda Fuya-Fuya (Robin et al., 1997)
forman una serie más dispersa, la cual en ocasiones se confunde con las series
del Casitahua y Pululahua (Figura 3:31) y 3) la mayoría de muestras
pertenecientes al Complejo Volcánico Mojanda Fuya-Fuya se pueden diferenciar
del Casitahua y Pululahua en gráficos como La/Yb vs. Yb y Rb/Sr vs. Rb (Figura
3:31).
Figura 3:31 Relaciones CH/C
M vs. C
H, donde C
H = Rb y Th y C
M = Yb, Nb, Sr y Zr.
Dentro de este miembro se dataron a dos muestras, pertenecientes a los Domos
Catequilla (CAT-01) y Pacpo (DP-01-C). La datación se la hizo en la matriz,
usando la técnica K-Ar Cassignol-Gillot detallada en Cassignol y Gillot (1982) y se
obtuvo una edad absoluta de 898 ± 15 ka para la muestra DP-01-C y de 833 ± 26
ka para la muestra CAT-01.
124
3.2.3 GEOQUÍMICA Y GEOCRONOLOGÍA DE LA MUESTRA CAT-SUP-01 -
FORMACIÓN SAN MIGUEL
La muestra CAT-SUP-01 químicamente corresponde a una pómez dacítica de
tendencia calco-alcalina, con 68.84 wt.% SiO2, 1.06 wt.% MgO y 1.26 wt.% K2O.
Esta muestra fue recolectada en un estrato de tefra (caída de piroclastos) ubicada
a la base de la Formación San Miguel, en el camino entre San Antonio de
Pichincha y Vindovona (Figura 3:20).
Químicamente, al parecer no presenta relación con el Volcán Casitahua,
Complejo Volcánico Pululahua o Complejo Volcánico Mojanda Fuya-Fuya (Figura
3:31).
Se trató de datarla utilizando plagioclasas y usando la técnica K-Ar Cassignol-
Gillot detallada en Cassignol y Gillot (1982), pero los resultados fueron dispersos
con incertidumbres muy grandes para cada análisis, aún empleando varias
familias de plagioclasas, sin obtunerse resultados confiables (Anexo 4).
3.2.4 CARACTERIZACIONES GEOQUÍMICAS Y GEOCRONOLÓGICAS DE
LA FORMACIÓN MOJANDA FUYA-FUYA
En la zona de estudio, la Formación Mojanda Fuya-Fuya es una secuencia
compuesta por depósitos de piroclastos tanto primarios como retrabajados
(Capítulo 2). En esta secuencia sobresale una gruesa capa de caída de pómez,
con fragmentos centimétricos (grano medio ~3cm, grano máximo ~6cm) de color
blanco, fibrosas, densas y de vesículas redondeadas.
Dentro de esta capa de tefra se recolectaron dos muestras (R y D35P03M1,
Figura 3:20) las cuáles fueron analizadas químicamente. Además, se recolectó
una muestra de caída de escorias (ER, Figura 3:20) correspondiente a la
secuencia observada en el Segmento de Rumicucho, que también pertenece a la
Formación Mojanda Fuya-Fuya (Figura 2:30).
La muestra G0001 (Figura 3:20) fue tomada en el sector de Guayllabamba, fuera
de la zona de estudio, en un depósito que estratigráficamente forma parte de la
Formación Mojanda, definida según Villagómez (2003) (Figura 2:35). Este
depósito presenta características similares al potente depósito de caída de pómez
125
observado en el sector de San Antonio de Pichincha – Pomasqui, mencionado
más arriba.
Para caracterizar de mejor forma las muestras recolectadas (R, D35P03M1, ER,
G0001) y poder compararlas con los depósitos y rocas asociados al Complejo
Volcánico Mojanda Fuya-Fuya se seleccionaron siete de los análisis químicos
reportados en el trabajo de Robin et al. (2009) y diez de la base geoquímica IG-
EPN – IRD. Entre los datos seleccionados se destacan varias muestras de pómez
de los depósitos R1 y R2 (Robin et al., 1997; Robin et al., 2009), que también son
grandes depósitos de tefra.
Las muestras de pómez recolectadas en la elevación Calderón – Catequilla (R y
D35P03M1, Figura 3:20) químicamente son riolitas con wt.% SiO2 de 73.28% y
74.18%, wt.%, MgO de 0.49% y 0.42% y wt.% K2O de 0.37% y 0.35%, de afinidad
calco-alcalina de acuerdo al diagrama de Peccerillo y Taylor (1976) (Figura 3:32-
a)
La muestra de pómez G0001 tomada en el sector de Guayllabamba (Figura 3:20)
químicamente es una riolita de afinidad calco-alcalina, presentando 74.54 wt.%
SiO2, 0.44 wt.% MgO y 2.51 wt.%, K2O (Figura 3:32-a)
Dentro de la secuencia estratigráfica definida en el Capítulo 2 como Formación
Mojanda Fuya-Fuya, en el Segmento de Rumicucho se recolectó la muestra ER,
la cuál químicamente presenta 55.15 wt.% SiO2, 3.01 wt.% MgO y 0.96 wt.%, K2O.
ER se ubica en el campo de las andesitas básicas y de afinidad calco-alcalina,
según el diagrama de Peccerillo y Taylor (1976) (Figura 3:32-a).
En los gráficos multi-elementales (normalizados con respecto a la composición del
manto primitivo), las muestras de pómez recolectadas (R, D35P03 y G0001)
(Figura 3:32-b) presentan espectros muy similares entre sí y a los de las muestras
identificadas como R1 y R2 (Fuya Fuya inferior, Robin et al., 1997) (Figura 3:32-c).
Las muestras del Volcán Fuya-Fuya (Figura 3:32-d) se presentan algo
empobrecidas en Ti y P con respecto a las muestras R1 y R2. La muestra ER
presenta un espectro muy similar a las muestras del Volcán Mojanda (Figura 3:32-
b y d).
126
Figura 3:32 a) Diagrama de clasificación química de las rocas volcánicas, según Peccerillo y Taylor
(1976). b) Diagrama multi-elemental las muestras G0001, D35P03M1, R y ER con respecto a la composición del Manto Primitivo (datos del Manto Primitivo tomados de Sun y McDonough, 1989). c) Diagrama multi-elemental de las muestras correspondientes a las caídas R1 y R2, normalizadas con respecto a la composición del Manto Primitivo (datos del Manto Primitivo tomados de Sun y McDonough, 1989). d) Diagrama multi-elemental del Mojanda – Fuya Fuya, normalizadas con respecto a la composición del Manto Primitivo (datos del Manto Primitivo tomados de Sun y McDonough, 1989).
En los diagramas de variación Harker (wt.% óxido mayor vs. wt.% SiO2) del TiO2,
Fe2O3 y CaO (Figura 3:33) se observan que todas las muestras forman un solo
tren, el cuál se correlaciona negativamente frente al SiO2. En el diagrama del K2O
(Figura 3:33) se observa una sola serie correlacionándose positivamente frente al
SiO2. Diagramas como los del Al2O3, MgO, MnO, Na2O o P2O5 (Figura 3:33)
presentan a la mayoría de la muestras dispersas. Sólo las pómez definidas como
R1 y R2 y las muestras de pómez recolectadas en este trabajo (R, D35P03 y
G0001) se concentran en un solo grupo. La muestra de escoria (ER) se agrupa
junto con las muestras del Volcán Mojanda.
127
Figura 3:33 Diagramas de variación Harker para Fe2O3, CaO, K2O, P2O5.
En los diagramas del Rb y Ba vs. SiO2 (Figura 3:34) todas estas muestras forman
un tren que se correlaciona positivamente con el SiO2. En el diagrama del Sr, el
tren que forman es más difuso y se correlaciona negativamente con respecto al
SiO2. En diagramas de los elementos de tierras raras medianas y pesadas (M-RE
y H-RE) y del Y, las muestras forman un tren, el cual se relaciona negativamente
frente al SiO2, en estos diagramas también se observa que las muestras de las
capas R1 y R2 y aquellas de las pómez recolectadas en este trabajo, forman un
grupo muy puntual, siendo muy difícil identificar a que capa (R1 o R2) pertenece
cada pómez (R, D35P03M1 y G0001), sin embargo en el diagrama del Yb (Figura
3:34), se observa que la muestra G0001, al parecer, se encuentra asociada con el
grupo de pómez R1 y las muestras R y D35P03M1 probablemente se relacionan
con el grupo de pómez R2.
128
En los diagramas de variación de los elementos Co, V (Figura 3:34) y Sc
ploteados vs. wt.% SiO2 todas las muestras se agrupan formando un tren, el cual
se correlaciona de forma negativa respecto al wt.% SiO2. También se observa que
las muestras de las capas R1 y R2 y G0001, R y D35P03M1 se agrupan.
Figura 3:34 Diagramas de variación de los elementos Ba, V, Dy y Yb vs. wt.% SiO2.
Al relacionar elementos del Grupo del K (Rb, Sr, Ba) y elementos compatibles (Co,
V, Sc, Cr y Ni) con respecto a elementos de tierras raras pesadas (Dy, Er, Yb) e Y,
las muestras de las capas R1 y R2 forman tendencias separadas. En estos
diagramas se observa que las muestras de pómez R1 se agrupan con la muestra
G0001 y las muestras de pómez R2 se agrupan con R y D35P03M1 (e.g. Rb vs. Y
y V vs. Yb en Figura 3:35)
129
Figura 3:35 Diagramas de variación de los elementos Rb vs. Y y Log (V) vs. Yb.
En relaciones CH/CM vs. CH (CH y CM definidas anteriormente) se observa un solo
tren (Figura 3:36), el cual presenta una correlación lineal positiva con respecto a
CH, sugiriendo que: 1) la muestra ER es parte de la serie del Mojanda, 2) la
muestra G0001 tiene mayor afinidad con el depósito R1 y 3) que las muestras R y
D35P03M1 tienen mayor afinidad con el depósito R2, como se observa en el
gráfico Ba/Y vs. Ba (Figura 3:36).
En general la muestra ER se ajusta mejor al grupo que forman las rocas del
Mojanda. Diferenciar químicamente a las Capas R1 y R2 es complejo, ya que son
muy similares, lo que complica mucho más asociar a alguna de ellas a las
muestras G0001, R y D35P03M1. Lo que sí queda claro es que estas muestras
son parte del grupo que forman R1 y R2, como se observó anteriormente. Sin
embargo, pequeñas diferenciar químicas se han encontrado entre R1 y R2, las
cuáles permiten sugerir que la pómez G0001 está asociada con R1 y las muestras
R y D35P03M1 con R2 (Figura 3:35).
Dentro de esta formación se dató a la muestra G0001. La datación se la realizó
utilizando plagioclasas, usando la técnica K-Ar Cassignol-Gillot detallada en
Cassignol y Gillot (1982) y se obtuvo una edad absoluta de 474 ± 17 ka.
130
Figura 3:36 Relaciones CH/C
M vs. C
H, donde C
H = Rb, Ba o Th y C
M = Sr, Y.
3.3 RESUMEN
• La muestra GAB-A-01 químicamente se presenta como una andesita
básica de 53.70 wt.% SiO2 y de afinidad calco-alcalina (Figura 3:22).
Petrográficamente es porfirítica, con el 40% vol. de matriz y una asociación
mineral de Plagioclasas >> Clinopiroxeno + Ortopiroxeno > Opacos ±
Zircón ± Apatito. Químicamente se correlaciona con rocas del Arco
Continental de volcanes cercanos (Pichincha, Mojanda, Casitahua) (Figura
3:25) y presenta grandes diferencias con las muestras de las Unidades
Pallatanga y Macuchi (Figura 3:25), ubicando a GAB-A-01 en un ambiente
de volcanismo continental mas que en uno oceánico. Su datación (1152 ±
30 ka) confirma también su procedencia continental y Cuaternaria.
Consideraciones por ser la única muestra recolectada dentro de las lavas
de la Formación Pisque–Miembros Inferiores, así como por poseer una
131
gran cantidad de fenocristales (60 %vol.) y un LOI elevado, deben ser
tomadas en cuenta.
• La Formación Pisque-Miembro Casitahua se caracterizó en base a veinte y
tres muestras de rocas del Volcán Casitahua y de los Domos Pacpo y
Catequilla. En general, las muestras del Volcán Casitahua y del Domo
Catequilla se presentan como andesitas (58.83 – 61.92 wt.% SiO2) de
afinidad calco-alcalina (Figura 3:26-a), con escasas dacitas (hasta 63.96
wt.% SiO2) (Figura 3:26-a). Petrográficamente estas muestras son
porfiríticas, las plagioclasas son los cristales dominantes, seguidas de
piroxenos (ortopiroxenos > clinopiroxenos), los anfíboles son escasos o
nulos y el apatito está como mineral accesorio (Figura 3:6). Presentan una
asociación mineral de Plagioclasas >> Ortopiroxeno + Clinopiroxeno ±
Anfíbol > Opacos ± Apatito. Químicamente las rocas del Domo Pacpo son
dacitas (67.77 – 67.97 wt.% SiO2) de afinidad calco-alcalina (Figura 3:26-a).
Las lavas del Domo Pacpo generalmente presentan xenolitos granulares
de composición andesítica básica (58.00 wt.% SiO2) y de afinidad calco-
alcalina (Figura 3:26-a). Petrográficamente estas lavas dacíticas son
porfiríticas, con fenocristales de plagioclasas, anfíbol, escasos piroxenos,
opacos y cristales de cuarzo y apatito como elementos trazas (Figura 3:13-
a). La asociación mineral para las lavas del Domo Pacpo es Plagioclasas
>> Anfíbol + Ortopiroxeno + Clinopiroxeno > Opacos ± Cuarzo ± Apatito. El
xenolito (DP-01-X) más frecuente en estas lavas dacíticas se presenta
como un cumulato de Plagioclasas, Anfíbol Oxidado y Opacos (Figura
3:13-b), rodeados de material intersticial y con poros. Químicamente, las
muestras del Volcán Casitahua y aquellas de los Domos Catequilla y
Pacpo forman una misma tendencia y se asocian en una misma serie
magmática (Figuras 3:27, 3:28, 3:29, 3:30), con su origen al parecer
relacionado con la mezcla de magmas (Figura 3:30), aunque en base a las
características químicas del xenolito (DP-01-X), los procesos involucrados
debieron ser más complejos. En este conjunto se dató, el Domo Catequilla
(CAT-01) con una edad de 833 ± 26 ka y al Domo Pacpo (DP-01-C) con
una edad de 898 ± 15 ka.
132
• Dentro de la Formación Mojanda Fuya Fuya (Capítulo 2) se analizaron tres
muestras de pómez y una muestra de escoria. La muestras de pómez son
de composición riolítica (73.28 – 74.54 wt.% SiO2) y de afinidad calco-
alcalina (Figura 3:32-a). Químicamente se las comparó con las muestras
de las caídas R1 y R2 (muestras asociadas a la parte basal del Volcán
Fuya Fuya, Robin et al., 1997) y en base a su similitudes químicas se
determinó que forman parte de ellas (Figuras 3:33, 3:34 y 3:36). Pequeñas
diferencias entre R1 y R2, sirvieron para potencialmente asociar a las
muestras R y D35P03M1 al depósito R2 y G0001 al depósito R1 (Figuras
3:35 y 3:36). La muestra de escoria (ER) cae dentro del campo que forman
las rocas del Mojanda (Figuras 3:33, 3:34 y 3:36). La muestra G0001 (R1)
se la recolectó en la zona de Guayllabamba (Figura 3:20) y se la dató, por
le método K/Ar, en 474 ± 17 ka. Las muestras R y D35P03M1 (R2) se
recolectaron en la zona de estudio (Figura 3:20).
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134
4 REVISIÓN ESTRATIGRÁFICA Y EVOLUCIÓN
GEOLÓGICA DE LA CUENCA SAN ANTONIO DE
PICHINCHA
El presente modelo de evolución es planteado en base a las características
estratigráficas y datos químicos y cronológicos, descritos para las formaciones
encontradas en la zona de San Antonio de Pichincha – Pomasqui, en los
Capítulos 2 y 3. Anterior a cualquier interpretación se presenta una síntesis de la
estratigrafía de cada unidad estratigráfica y se complementa el modelo de
evolución con datos de volcanismo cercano contemporáneo.
En la Cuenca de San Antonio de Pichincha no afloran rocas que puedan ser
consideradas como pertenecientes al basamento de la Depresión Interandina (ID),
como es el caso para otras cuencas de la ID como la del Chota donde se reporta
un basamento de tipo cordillera Real y Occidental (Winkler et al., 2005) o para las
cuencas de Ambato – Latacunga y Alausí – Riobamba donde hay reportes que
aflorara basamento de tipo cordillera occidental (Égüez et al., 1992; Lavenu et al.,
1992; Lavenu et al., 1996; Winkler et al., 2005).
Las secuencias de lavas andesíticas básicas y lavas afaníticas inter digitadas con
lacustres, reportadas en el cañón del Río Guayllabamba y anteriormente
asociadas a un basamento de la ID de tipo cordillera Occidental (DGGM 1982;
Villagómez, 2003; Winkler et al., 2005), probablemente son parte de la Formación
Pisque [FPQ, Plioceno? - Pleistoceno Calabriense (Capítulo 2)] y posiblemente se
correlacionen con las series de lavas, escorias y brechas volcánicas reportadas a
la base de esta formación (Capítulo 2). Esto se desprende de la edad y de las
características químicas obtenidas en este estudio.
Al pie de la secuencia estratigráfica de la Cuenca de San Antonio de Pichincha,
se observan depósitos compuestos por volcano-clastos, flujos de lodo, aluviales y
sedimentos volcánicos, bien compactados y retrabajados, los cuáles componen el
segmento superior de los Miembros Inferiores (MIn) de la Formación Pisque. Las
fuentes de estos depósitos pudieron haber estado localizadas, tanto en la
135
Cordillera Real (CR) como en la Cordillera Occidental (CW), ya que dichos
depósitos contienen clastos de cuarzo lechoso (asociado con CR), así como rocas
volcánicas cloritizadas (basamento CW) (Figura 4:1).
Hacia el tope de la Formación Pisque, las brechas y volcano-sedimentos de los
Miembros Inferiores están sobre-yacidas, en aparente concordancia, por el
Miembro Casitahua (MCs), en el cual se agrupan a los Domos Pacpo (DP) y
Catequilla (DC) y a las secuencias de brechas volcánicas proximales y flujos de
lava, que afloran en los Segmentos Pacpo – Catequilla, en la parte baja del
Segmento Rumicucho y al norte del Segmento La Providencia (Figura 4:1). Los
depósitos de este miembro corresponden al desarrollo del Volcán Casitahua al W,
principalmente caracterizado por la generación de lahares, flujos piroclásticos,
flujos de lava (posiblemente también avalanchas de escombros) y la extrusión de
los Domos Catequilla (833±26 ka) y Pacpo (898±15 ka) a lo largo de una zona de
debilidad. Actividad volcánica cercana, aproximadamente contemporánea con el
Miembro Casitahua se ha documentado en el Complejo Volcánico Atacazo-
Ninahuilca (Edificio Carcacha 1029±0.01 ka; Hidalgo, 2006) y en el Complejo
Volcánico Pichincha (El Cinto y La Esperanza 1100 – 900 ka y Rucu Pichincha
Inferior 850 – 600 ka; Robin et al., 2010) (Figura 4:1).
En contacto aparentemente transicional, el Miembro Casitahua es sobre-yacido
por la Formación San Miguel [FSM, Pleistoceno Calabriense – Medio? (Capítulo
2)] (Figura 4:2). La FSM está caracterizada como una secuencia de arcillolitas,
limolitas y areniscas poco compactadas, intercaladas con estratos de arenas
tobáceas, caídas de piroclastos y niveles calcáreos; todos ellos asociados con un
ambiente lacustre. Este paso, entre los depósitos volcano-clásticos del Miembro
Casitahua hacia los depósitos lacustres de la Formación San Miguel, da cuenta
de que la actividad del Volcán Casitahua fue cesando sincrónicamente con el
inicio de la formación del lago San Miguel, cuyo depocentro, según Villagómez
(2003) y Winkler et al. (2005), se localizó en la zona de Guayllabamba, hacia el E
de la zona de estudio. Los procesos que dieron paso a la formación de este lago
no han sido aún estudiados ni documentados. El contacto entre MCs y FSM
aparece como concordante.
136
Figura 4:1 Esquema de evolución de la Formación Pisque en la zona de estudio.
El Domo Catequilla (ya extruido al momento de la formación del lago) formó un
relieve que posiblemente afectó la dinámica de sedimentación y depositación del
lago San Miguel, ya que en la zona de estudio depósitos típicamente lacustres
son observados hacia el Norte del DC, mientras que hacia el Sur de este domo se
137
observa una facies lateral fluvio – aluvial, que puede explicarse como una zona de
aporte al lago (FSM – Al) (Figura 4:2).
Figura 4:2 Esquema de evolución de la Formación San Miguel en la zona de estudio
138
Se estima que el comienzo de la depositación de la FSM, en esta zona, fue
posterior 833±26 ka (Domo Catequilla). Actividad volcánica cercana y
contemporánea con la Formación San Miguel se ha reportado en el Complejo
Volcánico Pichincha (Rucu Pichincha Inferior 850 – 600 ka; Robin et al., 2010).
Una gran superficie de erosión se encuentra cortando la Formación San Miguel,
sobre la cual yacen, en discordancia angular, los depósitos más jóvenes de la
Formación Mojanda Fuya-Fuya [FMF, Pleistoceno Medio (Capítulo 2)]. La FMF
está caracterizada como una secuencia de arenas, caídas de piroclastos y suelos
ricos en material volcánico, así como, productos de retrabajamiento fluvial y eólico.
En la zona de estudio, los afloramientos de esta formación (FMF) no son
lateralmente muy extensos o continuos, a pesar de que principalmente está
compuesta por depósitos de caídas de piroclastos.
La discordancia entre la FSM y la FMF representa un periodo de no depositación
en la secuencia estratigráfica de la Cuenca de San Antonio de Pichincha, ya que,
en la Cuenca de Guayllabamba en este lapso de tiempo, se depositaron las
Formaciones Guayllabamba y Chiche (Samaniego et al., 1994; Villagómez, 2003;
Winkler et al., 2005).
Trabajos como los de Samaniego et al. (1994) y Villagómez (2003) reportan
secuencias de depósitos asociados a la Formación Chiche (los cuáles sobre-
yacen a la Fm. Guayllabamba) acuñarse al W, hacia la Elevación Calderón –
Catequilla, sugiriendo que al momento de la depositación de la Formación Chiche,
la Elevación Calderón – Catequilla ya constituía un paleo-relieve que impidió el
paso de los depósitos de la Formación Chiche hacia la Cuenca de San Antonio de
Pichincha (Figura 4:3). Lavenu et al. (1996) propone una edad aproximada de 500
ka para el fin de la depositación de la Formación Chiche, lo que está en
concordancia con la edad obtenida para la zona basal de la Formación Mojanda
Fuya-Fuya (Capa R1, 474±17 ka).
139
Figura 4:3 Esquema de evolcuión de la Formación Mojanda Fuya-Fuya en la zona de estudio.
El inicio del lago San Miguel fue posterior a los 833±26 ka y probablemente su
desarrollo comprendió ~200ka (Capítulo 2). Esto ubica a la discordancia entre las
Formaciones San Miguel y Mojanda Fuya-Fuya y por ende, al levantamiento de la
elevación Calderón – Catequilla, cercanos a los 600 ka. Villagómez (2003) y
140
Winkler et al. (2005) sostienen que el inicio del levantamiento de la elevación
Calderón – Catequilla fue aproximadamente contemporáneo con el inicio de la
Formación Guayllabamba.
Evidencias como la discontinuidad de la Formación Mojanda Fuya-Fuya en la
cuenca de San Antonio de Pichincha, y su ausencia total en el Segmento La
Providencia, podrían indicarnos que el levantamiento de la Elevación Calderón –
Catequilla no fue sincrónico ni uniforme.
Adicionalmente, entre los 600 y 450 ka se reporta una ausencia de actividad
volcánica en el Complejo del Pichincha (Robin et al., 2010) y se ha estimado que
el levantamiento de las lomas El Batán – La Bota e Ilumbisí – Puengasí en la zona
de Quito fue posterior a los 500 ka (Alvarado, 2012).
El Complejo Volcánico Pichincha reanudó su actividad entre los 450 y 430 ka
(Rucu Superior 450 – 250 ka; Robin et al., 2010), contemporáneo con la
Formación Mojanda Fuya-Fuya, ya que, desde ~500 ka se reporta actividad en el
Complejo Volcánico Mojanda Fuya-Fuya (Robin et al., 1997; Robin et al., 2009)
(Figura 4:3).
La Formación Mojanda Fuya-Fuya sub-yace, en parte discordantemente y en
parte transicionalmente, a la Formación Cangahua (FCN, Pleistoceno Medio –
Superior).
El conjunto de areniscas y limolitas tobáceas, endurecidas, que componen la
Formación Cangahua, cubrió completamente esta cuenca (Figura 4:4).
Actividad cercana a la zona de estudio y contemporánea con la Formación
Cangahua se ha reportado en el Complejo Volcánico Pichincha (Rucu Terminal,
250 – 150 ka y Guagua Pichincha Principal, 60 – 22 ka; Robin et al., 2010) y en el
Complejo Volcánico Mojanda Fuya-Fuya (Robin et al., 1997, Robin et al., 2009).
Adicionalmente, Andrade (2002) ubica el inicio de la actividad del Complejo
Volcánico Pululahua (CVP) en el Pleistoceno Superior (posterior a los 165 ka AP).
141
Figura 4:4 Esquema de evolución de la Formación Cangahua en la zona de estudio.
Intercalada y sobre-yaciendo concordantemente a la Formación Cangahua se
observa a la Formación Pululahua (FPL, Pleistoceno Superior – Holoceno), la cual
está caracterizada como el conjunto de los depósitos asociados con la actividad
volcánica y estilos eruptivos del Complejo Volcánico Pululahua.
142
La base de la Formación Pululahua (Miembro Brechas Dacíticas – MBd) consta
esencialmente de depósitos de tipo “bloques y cenizas”, que evidencian un
periodo de actividad efusiva en el Complejo Volcánico Pululahua (CVP). Este
periodo estuvo caracterizado por erupciones efusivas de lavas dacíticas con
hornblenda, las cuales formaron el conjunto de domos pre-caldera y que
probablemente terminó hace aproximadamente 11 ka (Andrade, 2002) (Figura
4:5).
Sobre-yaciendo al Miembro Brechas Dacíticas se observa al Miembro Lacustres
no deformados (MLn), constituido principalmente por secuencias de cenizas finas,
bien sorteadas, intercaladas con lignito y asociadas a un ambiente lacustre. Estos
depósitos lacustres pudieron haberse formado debido al represamiento del actual
Río Monjas a causa de los depósitos de tipo bloques y ceniza del Pululahua
(MBd) (Figura 4:5).
Hacia el tope de la Formación Pululahua, el Miembro Lacustres no deformados
sub-yace a los depósitos piroclásticos asociados con la formación del cráter del
Pululahua (Miembro Piroclastos Pululahua – MPp), proceso que involucró cinco
etapas explosivas mayores ocurridas entre 2.6 y 2.2 ka AP (Andrade, 2002) y que
cierra la secuencia estratigráfica en la zona de estudio (Figura 4:5).
Actividad volcánica cercana y contemporánea con la Formación Pululahua
(además del Complejo Volcánico Pululahua), se ha documentado en el Complejo
Volcánico Pichincha [Guagua Pichincha, 60 ka – Presente (Robin et al., 2010)]
(Figura 4:5).
143
Figura 4:5 Esquema de evolución de la Formación Pululahua en la zona de estudio.
!
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145
5 CONCLUSIONES Y RECOMENDACIONES
5.1 CONCLUSIONES
i. Varias evidencias geoquímicas, petrográficas y cronológicas, obtenidas en
el presente estudio, para las secuencias de lavas máficas reportadas en el
Cañón del Río Guayllabamba, descartan que estas secuencias
correspondan al basamento Cretácico y que tengan un origen oceánico
como fue propuesto anteriormente por varios autores (Cornejo, 1980;
DGGM, 1982a-b; Lavenu et al., 1996; Villagómez, 2003; Winkler et al.,
2005). Por el contrario estas secuencias máficas son de origen continental,
pertenecientes al Cuaternario y probablemente asociadas con la Formación
Pisque.
ii. En este estudio se caracterizó petrográfica, química y cronológicamente al
Miembro Casitahua (parte superior de la Formación Pisque), identificando
su fuente en el Volcán Casitahua y los Domos Catequilla y Pacpo, todos
los cuáles pertenecen a la misma serie magmática. Las dataciones y
relaciones estratigráficas de los Domos Catequilla y Pacpo sirvieron para
identificarlos como parte de la Formación Pisque, descartando su
pertenencia a la Formación Guayllabamba, como anteriormente se creía
(Villagómez, 2003; Winkler et al., 2005).
iii. El régimen tectónico en el cual fueron depositadas las Formaciones Pisque
y San Miguel aún es incierto. En la literatura, varios trabajos proponen un
régimen extensivo para este periodo de tiempo, basados en evidencias
geológicas como la presencia de grandes fallas, syn-sedimentarias,
normales que afectan a estas formaciones (Samaniego et al., 1994; Ego y
Sebrier, 1996; Villagómez, 2003). Sin embargo, periodos extensivos dentro
del Pleistoceno, sólo han sido reportados localmente en los Andes
Ecuatorianos (Cuenca del Chota, Winkler et al., 2005). Trabajos como los
de Pardo-Casas y Molnar (1987) y Daly (1989), sostienen que tanto la
velocidad de subducción como la dirección en la cual se subduce la Placa
Nazca bajo la Placa Sudamericana, han permanecido relativamente
constantes desde hace aproximadamente 10 Ma. Efectos locales
146
producidos por la geometría de zonas en regímenes trans-tensivos, así
como un desacople en la interfaz de subducción pueden ocasionar
extensión (Ego y Sebrier, 1996); pero dichos cambios deberían ser
observados en varios lugares simultáneamente.
iv. En base a los resultados de este estudio se establece que el inicio del
levantamiento de la Elevación Calderón – Catequilla es más joven de lo
que se pensaba, pudiendo ser incluso menor a 600 ka. De forma
interesante, estas edades resultarían coincidentes con un periodo de
ausencia de actividad, datado entre 600 ka y 450 ka (Jaya, 2009; Robin et
al., 2010), en el Complejo Volcánico Pichincha.
v. Depósitos asociados con el Complejo Volcánico Mojanda Fuya-Fuya no
habían sido reportados en la cuenca de San Antonio hasta antes de este
trabajo. Las capas R1 y R2 (definidos por Robin et al., 1997) fueron
caracterizadas químicamente, reportándose relaciones elementales que
pueden ayudar a diferenciarlas entre si. Adicionalmente, una edad de
474±17, obtenida para la capa R1, es presentada en este estudio.
5.2 RECOMENDACIONES
• Trabajos a detalle que permitan identificar las relaciones estratigráficas,
el tipo de depósitos volcánicos y la fuente de las series de lavas en la
zona del Río Guayllabamba deben ser realizados. Así como también se
debe mejorar la caracterización química de estas lavas y restringir el
periodo en el cual se formaron.
• Dataciones dentro de la Formación San Miguel son necesarias para
comprender los procesos de su formación, así como para establecer el
tiempo que comprendió el desarrollo de este lago.
• Los depósitos de la Formación Guayllabamba deben ser datados y
analizados químicamente, con el fin de identificar su fuente y comprobar
su relación con el levantamiento de la Elevación Calderón – Catequilla.
• El hecho de que el inicio del levantamiento de la Elevación Calderón –
Catequilla sea probablemente menor a 600 ka implica que se debería
re-calcular las tasas del levantamiento, así como actualizar el análisis
de peligro sísmico en esta zona.
!
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148
o Alvarado A (1996) Evolución geológica cuaternaria y paleosismicidad de la
Cuenca Quito (Ecuador). Tesis de ingeniería. Escuela Politécnica Nacional -
Quito: 320pp.
o Alvarado A (2009) Sistema Quito, Ecuador. Atlas de deformación Cuaternaria de
los Andes. Proyecto Multinacional Andino: Geociencias para las comunidades
andinas. Publicación Geológica Multinacional 7: 294 - 297.
o Alvarado A (2012) Néotectonique et cinemátique de la déformation continentale
en Equateur. Thèse de Doctorat. Université de Grenoble: 259pp.
o Alvarado A, Audin L, Nocquet J, Segovia M, Font Y, Lamarque G, Yepes H,
Mothes P, Rolandone F, Jarrín P (en revisión) Active tectonics in Quito,
Ecuador, assessed by geomorphological studies, GPS data, and crustal seismicity.
Sometido Tectonics.
o Andrade D (2002) Estudio geovolcanológico del Complejo Volcánico Pululahua.
Tesis de ingeniería. Escuela Politécnica Nacional - Quito: 177pp.
o Anton A (1987) Paleolimnology of an equatorial lake in the Inter-Andean Plateau
of Ecuador. Ph.D. Dissertation. University of Ohio.
o Aspden J, Litherland M (1992) The geology and Mesozoic collisional history of
the Cordillera Real, Ecuador. Tectonophysics 205: 187-204.
o Athens S (1998) Volcanism and Archaeology in the Northern Highlands of
Ecuador. Actividad Volcánica y Pueblos Precolombinos en el Ecuador. Ediciones
ABYA-AYALA – Quito: 157 – 189.
o Barberi F, Coltelli M, Ferrara G, Innocenti F, Navarro J, Santacrocer R (1988) Plio-
Quaternary volcanism in Ecuador. Geol. Mag. 125(1): 1-14.
o Bernard B, Andrade D (2011) Volcanes cuaternarios del Ecuador Continental.
Instituto Geofísico - Escuela Politécnica Nacional.
o Bigazzi G, Coltelli M, Hadler C, Osorio Araya M, Oddone M, Salazar E (1992)
Obsidian-bearing lava flows and pre-Columbian artifacts from the Ecuadorian
Andes: First new multidisciplinary data. Journal South America Earth Science 6:
21 - 32.
o Boggs S (2006) Principes of sedimentology and stratigraphy Fourth edition.
Pearson Prentice Hall - New York: 662pp.
o Boland M, Pilatasig L, Ibandango CE, McCourt W, Aspden J, Hughes R,
149
Beate B (2000) Geology of the Western Cordillera between 0º - 1º N.
PRODEMINCA Report No. 10. CODIGEM - British Geological Survey, Quito.
o Bourdon E, Eissen JP, Gutscher M, Monzier M, Hall M, Cotten J (2003)
Magmatic response to early aseismic ridge subduction: The Ecuadorian margin
case. Earth and Planetary Science Letters 205: 123 - 138.
o Calahorrano A (2001) Estudio del origen del enjambre sísmico de la zona norte
de la ciudad de Quito, durante 1998 - 1999. Tesis de ingeniería. Escuela
Politécnica Nacional - Quito: 190pp.
o Cas R, Wright J (1987) Volcanic successions. Modern and ancient. Allen & Unwin
– Londres: 525pp.
o Cassignol C, Gillot PY (1982) Range and effectivenness of unspiked potassium-
argon dating: experimental groundwork and applications. Numerical Dating in
Stratigraphy. Willey, Chichester: 159 - 179.
o Chiaradia M, Müntener O, Beate B (2011) Enriched Basaltic Andesites fron Mid-
crustal fractional crystallization, recharge, and assimilation (Pilavo Volcano,
Western Cordillera of Ecuador). Journal of Petrology 52(6): 1107 - 1141.
o Chiaradia M, Fontboté L (2001) Radiogenic Lead Signature in Au-Rich Volcanic-
Hosted Massive Sulfides Ores and Associated Volcanic Rocks of the Early Tertiary
Macuchi Island Arc (Western Cordillera of Ecuador). Economic Geol 96: 1361 -
1378.
o Clapperton C, Vera R (1986) The Quaternary glacial sequence in Ecuador: a
reinterpretation of the work of Walter Sauer. Journal of Quaternary Science 1: 45-
56.
o Cornejo R (1980) Estudio de la Geología de la zona entre San Antonio de
Pichincha y el Río Guayllabamba. Tesis de ingeniería. Escuela Politécnica
Nacional - Quito: 102pp.
o Cotten J, Le Dez A, Bau M, Caroff M, Maury RC, Dulski P, Fourcade S, Bohn
M, Brousse R (1995) Origin of anomalous rare-earth element and Yttrium
enrichments in subaerial exposed basalts: Evidence from french Polynesia. Chem
Geol 119: 115 - 138.
o Daly M (1989) Correlations between Nazca/Farallon plate kinematics and forearc
basin evolution in Ecuador. Tectonics 8: 769-790.
o DGGM (1977) Hoja geológica El Quinche. Escala 1:50000
150
o DGGM (1978) Hoja geológica Quito. Escala 1:50000
o DGGM (1982) Hoja geológica San Antonio. Escala 1:25000
o Dumont JF, Santana E, Vilema W, Pedoja K, Ordóñez M, Cruz M, Jiménez N,
Zambrano I (2005) Morphological and microtectonic analysis of Quaternary
deformation from Puná and Santa Clara islands, Gulf of Guayaquil, Ecuador
(South America). Tectonophysics 399: 331 - 350.
o Ego F, Sebrier M, Yepes H (1995) Is the Cauca-Patia and Romeral fault system
letf or rightlateral? Gephysical Res Let 22: 33 - 36.
o Ego F, Sebrier M, Lavenu A, Yepes H, Egüez A (1996) Quaternary state of
stress in the northern Andes and the restraining bend model for the Ecuadorian
Andes. Tectonophysics 259: 101-116.
o Ego F, Sebrier M (1996) The Ecuadorian Inter-Andean Valley: a major and
complex restraining bend and compressive graben since Late Miocene Time.
Annales Tectonicae X(12): 31-59.
o Egüez A (1986) Evolution Cénozoique de la Cordillere Occidentale Septentrionale
d´Equateur (0º15´S - 1º10´S), les Minéralisations Associeés. Tesis Doctoral.
UPMC - Paris: 116pp.
o Egüez A, Dugas F, Bonhomme M (1992) Las unidades Huigra y Alausí en la
evolución geodinámica del Valle Interandino del Ecuador. Boletín Geológico
Ecuatoriano 3(1): 47 – 55.
o Egüez A, Beate B (1994) Estratigrafía y tectónica de la cuenca intramontañosa
del Chota. Segundas Jornadas en Ciencias de la Tierra. Escuela Politécnica
Nacional – Quito: 131 – 144.
o Egüez A, Aspden J (1993) The Meso-Cenozoic Evolution of the Ecuadorian
Andes. Mem. Second International Symposium Andean Geodynamics. Ext
Abstract. Oxford, UK: 179-181.
o Estrella (1986) Estudio geológico de la zona de deslizamientos de San Miguel del
Común. Tesis de ingeniería. Escuela Politécnica Nacional - Quito: 158pp.
o Feininger T, Bristow C (1980) Cretaceous and Paleogene history of coastal
Ecuador. Geologisches Rundschau 69: 849 - 874.
o Fitton J, Saunders A, Norry M, Handarson B, Taylor R (1997) Thermal and
chemical structure of the Iceland plume. Earth and Plan Sci Let 153: 197 - 208.
151
o Gailler A (2005) Structure de la marge d'Équateur-Colombie par modélisation des
données de sismique angle marines. Influence sur le fonctionnement de la
subduction et la sismicité. Thèse de Doctorat. Université de Nice-Sophia Antipolis:
262pp.
o Gill JB (1981) Orogenic Andesites and Plate Tectonics. Minerals and Rocks.
Volumen 16. Berlin, Springer Verlag Berlin Heidelberg, New York: 390pp
o Gill R (2010) Igneous Rocks and Processes: a practical guide. Wiley-Blackwell.
Chichester, West Sussex, UK: 428pp.
o Guillier B, Chatelain JL, Yepes H, Poupinet G, Fels J (2001) Seismological
evidence of the geometry of the orogenic system in central-northern Ecuador
(South America). Geophysics Res Lett 28: 3749 - 3752.
o Gutscher M, Malavieille J, Lallemand S, Collot J (1999) Tectonic segmentation
of the North Andean margin: impact of the Carnegie Ridge collision. Earth and
Planetary Science Letter 168: 255 - 270.
o Hall M, Samaniego P, Le Pennec J, Johnson J (2008) Ecuadorian Andes
volcanism: A review of late to present activity. Journal Volcanol Geotherm Res
176: 1 - 6.
o Hall M, Beate B (1991) El volcanismo Plio-Cuaternario en los Andes del Ecuador.
El paisaje volcánico de la Sierra Ecuatoriana - Estudios de Geografía. Corporación
Editora Nacional, Quito - Ecuador: 6 - 16.
o Hall M, Mothes P (1994) Tefroestratigrafía holocénica de los volcanes principales
del Valle Interandino, Ecuador. Estudios de Geografía 6: El contexto geológico del
espacio físico ecuatoriano: 47 - 67."
o Hall M, Mothes P (1996) El origen y la edad de la cangahua superior, valle de
Tumbaco, Ecuador. Memorias del III Simposio Internacional sobre suelos
volcánicos-Quito: 19 - 28.
o Hall M, Mothes P (2001) La Caldera Chacana, el centro riolítico más grande de
los Andes Septentrionales. Cuartas Jornadas en Ciencias de la Tierra. Escuela
Politécnica Nacional - Quito: 57 - 59.
o Hall M, Mothes P (2008) The Chacana Caldera Complex in Ecuador. Collapse
Calderas Workshop. IOP Cof Series. Eartn and Enviromental Science 3:
doi:10.1088/1755-1307/3/1/012004.
o Hall M (1977) El volcanismo en el Ecuador. Instituto Panamericano de Geografía
152
e Historia. Biblioteca Ecuador - Quito: 120pp.
o Hibsch C, Alvarado A, Yepes H, Sebrier M, Pérez V (1996a) Falla activa de
Quito y Fuentes sismogénicas regionales: un estudio del riesgo sísmico de Quito
(Ecuador) con el análisis de los sedimentos cuaternarios. Bull. Inst. Fr. Etudes
Andines 25(3): 359 - 388.
o Hibsch C, Alvarado A, Yepes H, Sebrier M, Pérez V (1996b) Holocene
seismicity and tectonic activity of the Quito fault (Ecuador): A paleoseismic history
recorded in lacustrine sediments. Third ISAG, St Malo France: 191 - 194.
o Hidalgo S (2006) Les interactions entre magmas calco-alcalins <<clasiques>> et
adakites. Exemple du complexe volcanique Atacazo-Ninahuilca (Equateur). Tesis
doctoral. Blaise Pascal University - Clermont: 333pp.
o Hoffer G, Eissen JP, Beate B, Bourdon E, Fornari M, Cotten J (2008)
Geochemical and petrological constrains on rear-arc magma genesis processes in
Ecuador: The Puyo cones and Mera lavas volcanic formations. Journal Volcanol
Geotherm Res 176: 107 - 118.
o Hughes R, Pilatasig L (2002) Cretaceous and Terciary terrane accretion in the
Cordillera Occidental of the Ecuador Andes. Tectonophysics 345: 29 - 48.
o Isaacson J (1987) Volcanic activity and human occupation of the northern Andes:
the application of tephrostratigraphic techniques to the problem of human
settlement in western montaña during the Ecuadorian Formative. Ph.D.
Dissertation. University of Illinois at Urbana-Champaign.
o Jaillard E, Ordóñez M, Benítez S, Berrones G, Jiménez N, Montenegro G,
Zambrano I (1995) Basin Develoment in an Accretionary, Oceanic-floored Fore-
Arc Setting: Southern Coastal Ecuador During Late Cretaceous-Late Eocene time:
AAPG Memoir 62: 615 - 631.
o Jaillard E, Benítez S, Mascle GH (1997) Les déformations paléogènes de la zone
d'avant-arc sud-équatorienne en relation avec l'évolution géodynamique. Bull Soc
Géol France 168: 403 - 418.
o Jaillard E, Ordóñez M, Suárez J, Toro J, Izad D, Lugo W (2004) Stratigraphy of
the late Cretaceous-Paleogene deposits of the Cordillera Occidental of central
Ecuador: geodynamic implications. Journal South Am Earth Sci 17: 49 - 58.
o Jaillard E, Lapierre H, Ordóñez M, Toro J, Amortegui A, Vanmelle J (2009)
Acreted oceanic terranes in Ecuador: southern edge of Caribbean Plate? Geol Soc
153
London Special Pub 328: 469 - 485.
o Jaya D (2009) Origen de los depósitos volcánicos de la cuenca de Quito:
implicación de la evolución del Complejo Volcánico Pichincha y del sistema de
fallas de Quito. Mémoire M2 Prefalc. Université Sophie Antipolis Nice: 81pp.
o Kellogg J, Vega V (1995) Tectonic development of Panama, Costa Rica and the
Colombian Andes: constraints from Global Positioning Systems geodetic studies
and gravity. Geol. Soc. Am Spec Paper 295: 75-90.
o Kendrick E, Bevis M, Smalley R, Brooks B, Barriga Vargas R, Lauria E, Souto
Fortes L (2003) The Nazca-South America Euler vector and its rate of change.
Journal South Am Earth Sc 16: 125 - 131.
o Kerr A, Aspden J, Tarney J, Pilatasig L (2002) The nature and provenence of
acreted oceanic terranes in western Ecuador: geochemical and tectonic constrains.
J. Geol Soc London 159: 577 - 594.
o Lavenu A, Noblet C, Bonhomme M, Egüez A, Dugas F (1992) New K/Ar age
dates of Neogene and Quaternary volcanic rocks from the Ecuadorian Andes:
Implications for the relationship between sedimentation, volcanism and tectonics.
Journal of South American Sciences 5 (3/4): 309 - 320.
o Lavenu A, Baudino R, Ego F (1996) Stratigraohie des depots Tertiaires et
Quaternaires de la Depression Interandine d´Equateur (entre 0º et 2º15S). Bull.
Inst. Fr. Etudes Andines 25: 1 - 15."
o Lavenu A (1994) La Neotectónica. Ejemplos en el Ecuador. Estudios de
Geografía 6: El contexto geológico del espacio físico ecuatoriano: 5 - 30.
o Le Pennec JL, Ruiz AG, Eissen JP, Hall M, Fornari M (2011) Identifying
poyencially active volcanoes in the Andes: Radiometric evidence for late
Pleistocene-early Holocene eruptions al Volcán Imbabura, Ecuador. J Volcanol
Geotherm 206: 121 - 135.
o Litherland M, Aspden J, Jemielita R (1994) The metamorphic belts of Ecuador.
Brit Geol Survey, Overseas Mem 11: 147pp.
o Litherland M, Aspden J (1992) Terrane-boundary reactivation: a control on the
evolution of the Northern Andes. Journal South Am Earth Sci 5: 71 - 76.
o Londsdale P (1978) Ecuadorian Subduction System. Bull Am Assoc Pet Geol 62:
2454 - 2477.
154
o Londsdale P (2005) Creation of the Cocos and Nazca plates by fission of the
Farallon plate. Tectonophysics 404: 237 - 264.
o Mamberti M, Lapierre H, Bosch D, Jaillard E, Eithien R, Hernández J, Polve M
(2003) Acreted fragments of Late Cretaceous Caribbean - Colombian Plateau in
Ecuador. Lithos 66: 173 - 199.
o McCourt W, Duque P, Pilatasig B (1997) PRODEMINCA Report No. 3: the
Geology of the Cordillera Occidental of Ecuador between 1ºS and 2ºS.; CODIGEM
- British Geological Survey, Quito: 68pp.
o McPhie J, Doyte M, Allen R (1993) Volcanic Textures A guide to the
interpretation of textures in volcanic rocks. Centre for Ore Deposit and Exploration
Studies. University of Tasmania. Hobart, Tasmania: 198pp.
o Michaud F, Witt C, Royer J (2009) Influence of the subduccion of the Carnegie
volcanic ridge on Ecuatorian geology: Reality and fiction. Geol Soc Am Mem 204,
doi: 10.1130/2009. 1204 (10).
o Nocquet J, Mothes P, Alvarado A (2009) Geodesia, geodinámica y ciclo sísmico
en Ecuador. Geología y geofísica marina y terrestre del Ecuador: desde la costa
continental hasta las Islas Galápagos - Guayaquil: 83 - 95.
o OLADE – INECEL (1980) Informe geo-volcanológico: proyecto de investigación
geotérmica de la República del Ecuador. Organización Latinoamericana de
Energía. Ecuador – Quito: 54pp.
o Papele P, Rosi M (1993) A case of non-wind plinian fallout at Pulahua caldera
(Ecuador): implications for models of clast dispersal. Bull Volc 55: 523 - 535.
o Pardo-Casas F, Molnar P (1987) Relative motion of the Nazca (Farallon) and
South America plates since late Cretaceous times. Tectonics 6: 233 - 248.
o Peccerillo P, Taylor SR (1976) Geochemistry of Eocene calc-alkaline volcanic
rocks from the Kastamonu area, northern Turkey. Contib Mineral Petrol 58: 63 - 81.
o Pedoja K, Ortlieb L, Dummont J, Lamothe M, Ghaleb B, Auclair M, Labrousse
B (2006) Quaternary coastal uplift along the Talara arc (Ecuador, Northern Peru)
from new marine terrace data. Mar Geol 228: 73 - 91.
o Pennington W (1981) Subduction of the eastern Panama basin and
seismotectonics of nothwestern South America. J Geophys Res 86: 10753 - 10770.
o Reynaud C, Jaillard E, Lapierre H, Mamberti M, Mascle C (1999) Oceanic
155
plateau and island arcs of southwestern Ecuador: their place in the geodynamic
evolution of northwestern South America. Tectonophysics 307: 235-254
o Robin C, Hall M, Jiménez M, Monzier M, Escobar P (1997) Mojanda volcanic
complex (Ecuador): development of two adjacent contemporaneous volcanoes
with contrasting eruptive stules and magmatic suites. J South Am Earth Sci 10:
345 - 359.
o Robin C, Eissen JP, Samaniego P, Martin H, Hall M, Cotten J (2009) Evolution
of the late Pleistocene Mojanda-Fuya Fuya volcanic complex (Ecuador), by
progressive adakitic involvement in mantle magma sources. Bull Volcanol 71: 233
- 258.
o Robin C, Samaniego P, Le Pennec J, Fornari M, Mothes P, Van der Plincht J
(2010) New radiometric and petrological constraints on the evolution of the
Pichincha volcanic complex (Ecuador). Bull Volc: DOI 10.1007/s00445-010-0389-0
o Robles A (2013) Estudio de depósitos volcánicos del Cuaternario en la zona sur
del Distrito Metropolitano de Quito. Tesis de ingeniería. Escuela Politécnica
Nacional - Quito: 289pp.
o Ruiz G (2003) Estudio geovolcanológico del Complejo Volcánico del Imbabura.
Tesis de ingeniería. Escuela Politécnica Nacional - Quito: 317pp.
o Samaniego P, Égüez A, Hibsch C, Villagómez R, Segovia M (1994)
Estratigrafía y tectónica de la Cuenca Guayllabamba. Terceras Jornadas en
Ciencias de la Tierra. Escuela Politécnica Nacional - Quito: 49 - 50.
o Samaniego P, Robin C, Chazot G, Bourdon E, Cotten J (2009) Evolving
metasomatic agent in the Northern Andean subduction zone, deduced from
magma composition of the long-lived Pichincha volcanic complex (Ecuador).
Contrib Mineral Petrol 160: 239 - 260.
o Schiano P, Monzier M, Eissen JP, Martin H, Koga KT (2010) Simple mixing as
the major control of the evolution of volcanic suites in the Ecuadorian Andes.
Contrib Mineral Petrol 160: 297 - 312.
o Segovia M, Alvarado A (2009) Breve análisis de la sismicidad y del campo de
esfuerzos en el Ecuador. Geología y geofísica marina y terrestre del Ecuador:
desde la costa continental hasta las Islas Galápagos - Guayaquil: 131 - 150.
o Soulas J-P, Égüez A, Yepes H, Pérez H (1991) Tectónica activa y riesgo sísmico
en los Andes Ecuatorianos y en el extremo sur de Colombia. Bol Geol Ecuat 2: 3 -
156
11.
o Spikings R, Winkler W, Seward D, Handler R (2001) Along-strike variations in
the thermal and tectonic response of the continental Ecuadorian Andes to the
collision with heterogeneous oceanic crust. Earth Planet Sci Let 186: 57 - 73.
o Spikings R, Winkler W, Hughes R, Handler R (2005) Thermochronology of
allocthonous terranes in Ecuador: Unraveling the acretionary and post-
accretionary history of Northern Andes. Tectonophysics 339: 195 - 220.
o Sun S, McDonough W (1989) Chemical and isotopic systematics of oceanic
basalts: implications for mantle compositionand processes. Magmatism in the
ocean basins. Geological Society Special Publications 42: 313 - 345.
o Tibaldi A, Ferrari L (1992) From latest Miocene thrusting to Quaternary
transpression and trasntesion in the Interandean Valley, Ecuador. Journal
Geodynamics 15: 59 - 83.
o Trenkamp R, Kellogg J, Freymueller J, Mora H (2002) Wide plate margin
deformation, southern Central America and northwestern South America, CASA
GPS observations. Journal South America Easth Science 15: 157 - 171.
o Vallejo C, Winkler W, Spikings R, Luzieux L, Heller F, Bussy F (2009) Mode
and timing of terrane accretion in the forearc of the Andes in Ecuador. Geol Soc
Am Mem 204: doi: 10.1130/2009.12.04(09).
o Vallejo C (2007) Evolution of the Western Cordillera in the Andes of Ecuador (Late
Cretaceous-Paleogene). PhD thesis. Institute of Geology, ETH Zurich: 208pp.
o Vera R, López R (1986) El Origen de la Cangahua. Paisajes Geográficos.
CEPEIGE-Quito 16: 21 - 27.
o Villagómez D, Égüez A, Winkler W, Spikings R (2002) Plio-Quaternary
sediments and tectonic evolution of the Central Inter-Andean Valley in Ecuador.
Fourth ISAG, Toulouse-France: 689 - 692.
o Villagómez D (2003) Evolución Plio-Cuaternaria del Valle Interandino Central en
Ecuador (zona Quito - Guayllabamba - San Antonio de Pichincha). Tesis de
ingeniería. Escuela Politécnica Nacional - Quito: 130pp.
o Volentik A, Bonadonna C, Connor C, Connor L, Rosi M (2010) Modeling tephra
dispersal in abssence of wind: Insights from the climatic phase of the 2450 BP
Plinian eruption of Pululahua volcano (Ecuador). Journal Vol Geotherm 193: 117 -
136.
157
o Wilson M (1989) Igneous Petrogenesis. A Gloabal Tectonic Approach. Unwin
Hyman. London-Boston-Sydney-Wellington: 466pp
o Winkler W, Villagómez D, Spikings R, Abegglen P, Tobler St, Égüez A (2005)
The Chota basin and its significance for the inception and tectonic setting of the
inter-Andean depression in Ecuador. Journal South Am Earth Sci 19: 5 - 19.
o Witt C, Bourgois J, Michaud F, Ordoñez M, Jiménez N, Sosson M (2006)
Development of the Gulf of Guayaquil (Ecuador) during the Quaternary as an
effect of the North Andean block tectonic scape. Tectonics 25:TC3017, doi:
10.1029/2004TC001723.
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161
ANEXO 1
Algoritmo desarrollado en lenguaje R para cálculo de rumbos y buzamientos de
planos a partir de medidas realizadas con distanciómetro.
#Rumbo y Buzamiento de planos a partir de mediadas con el distanciómetro
#Julio 16, 2012
#DP-IGEPN
#
#
#Remover todos los objetos de la consola
rm(list=ls(all=TRUE))
#Cargar archivo de datos data.txt (.txt delimitado por tabulaciones), de tres columnas; los
encabezados de las columnas deben estar en este orden y llamarse: SD Inc Az
dato<- read.table("/users/daniel/desktop/data.txt", header=TRUE)
#Fórmulas de conversión de coordenadas esféricas a cartesianas: y=p*sen(ø)sen(0);
x=p*sen(ø)cos(0); z=p*cos(ø), donde: p=SD, ø=90-Inc, 0=Az-180
y <- dato$SD*sin((90-dato$Inc)*(pi/180))*sin((dato$Az-180)*(pi/180))
x <- dato$SD*sin((90-dato$Inc)*(pi/180))*cos((dato$Az-180)*(pi/180))
z <- dato$SD*cos((90-dato$Inc)*(pi/180))
xyz <- data.frame(x,y,z)
xyz.lm<- lm(z~x+y, data=xyz)
r.squar <- summary(xyz.lm)$r.squared
adj.r.squar <- summary(xyz.lm)$adj.r.squared
d <- summary(xyz.lm)$coefficients[1,1]
a <- summary(xyz.lm)$coefficients[2,1]
b <- summary(xyz.lm)$coefficients[3,1]
c <- -1
a1 <- 0
b1 <- 1
c1 <- 0
d1 <- -1
slip <- acos((a*a1+b*b1+c*c1)/sqrt(a^2+b^2+c^2)*sqrt(a1^2+b1^2+c1^2))
slipº <- (slip*180)/pi
x1 <- (-d+1)/a
x2 <- (-d-b+1)/a
y1 <- 0
y2 <- 1
xd <- x2-x1
yd <- y2-y1
strike <- ifelse(xd>0&&yd>=0, atan(yd/xd), ifelse(xd>0&&yd<0, atan(yd/xd)+2*pi, ifelse(xd<0,
atan(yd/xd)+pi, ifelse(xd=0&&yd>0, pi/2, ifelse(xd=0&&yd<0, 3*pi/2, print("error"))))))
strikeº <- strike*180/pi
rumbo <- ifelse(strikeº>180, 360-strikeº, strikeº)
buzamiento <- 90-slipº#ifelse(slipº>90, 90-slipº, slipº)
print("Rumbo")
print(rumbo)
print("Buzamiento (número positivo al este, número negativo al oeste)")
print(buzamiento)
print("R2")
print(r.squar)
print("R2 ajustado")
print(adj.r.squar)
#FIN
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164
ANEXO 4
Dataciones K/Ar
Laboratorio de Geocronología Multi-técnicas de la Universidad de París XI
(Francia)
Dr. Xavier Quidelleur
Técnica K-Ar Cassignol-Gillot
Equateur-KAr_Orsay-oct2012.xls 09/11/12
Echantillon Phase K% Taux 40Ar* 40Ar* (at/g) Age (Ma) incertitude
DP-01-pate pâte 1,419 13,6% 1,3211E+12 0,891 0,014
feldspath 0,266 9,9% 2,5189E+11 0,908 0,016
0,898 0,015
CAT-01-pate pâte 1,272 4,0% 1,1097E+12 0,835 0,024
3,2% 1,1026E+12 0,830 0,028
0,833 0,026
PICH-04_pâte pâte 1,324 12,2% 8,1688E+11 0,591 0,010
5,3% 8,0863E+11 0,585 0,014
0,589 0,011
PICH-04_feld feldspath 0,150 5,8% 1,0513E+11 0,671 0,015
GAB-A-O1_feld feldspath 0,616 5,4% 7,2634E+11 1,129 0,026
3,8% 7,6282E+11 1,185 0,035
1,152 0,030
CAT-SUP-01 feldspath-1 0,251 0,6% 2,1495E+11 0,820 0,147
feldspath-2 0,177 1,3% 2,3110E+11 1,250 0,096
feldspath-2 0,177 1,2% 1,7208E+11 0,931 0,077
G0001 feldspath 0,188 3,6% 1,2227E+11 0,623 0,019
3,0% 9,3166E+10 0,474 0,017